Новейшие тектонические движения и их рельефообразующая роль. Объем и интенсивность тренировочных нагрузок
В предыдущих главах речь шла об отражении геологических структур в рельефе и о влиянии на рельеф различных типов тектонических движений безотносительно ко времени проявления этих движений. В настоящее время установлено, что главная роль в формировании основных черт современного рельефа эндогенного происхождения принадлежит так называемым новейшим тектоническим движениям, под которыми исследователи чаще всего понимают движения, имевшие место в неоген-четвертичное время. Об этом убедительно свидетельствует, например, сопоставление крупных черт рельефа на гипсометрической карте бывшего СССР и карты новейших тектонических движений на ту же территорию (рис. 12). Так, областям со слабовыраженными вертикальными положительными тектоническими движениями в рельефе соответствуют равнины, невысокие плато и плоскогорья с тонким чехлом четвертичных отложений: Восточно-Европейская равнина, значительная часть Западно-Сибирской равнины, плато Устюрт, Среднесибирское плоскогорье.
Областям интенсивных тектонических погружений, как правило, соответствуют низменные равнины с мощной толщей осадков
Рис. 12. Схема новейших (неоген-четвертичных) тектонических движений на территории бывшего СССР (по Н.И. Николаеву, значительно упрощена):
1 - области весьма слабо выраженных положительных движений; 2 - области слабо выраженных линейных положительных движений; 3 - области интенсивных сводовых поднятий; 4 - области слабо выраженных линейных поднятий и опусканий; 5 - области интенсивных линейных поднятий с большими (а) и значительными (б) градиентами вертикальных движений; 6 - области намечающихся (а) и преобладающих (б) опусканий; 7 - граница областей сильных землетрясений (7 баллов и более); 8 - граница проявления неоген-четвертичного вулканизма; 9 - граница распространения действующих
вулканов
неоген-четвертичного возраста: Прикаспийская низменность, значительная часть Туранской низменности, северная часть Западно-Сибирской равнины, Колымская низменность и др. Областям интенсивных, преимущественно положительных тектонических движений соответствуют горы: Кавказ, Памир, Тянь-Шань, горы Прибайкалья и Забайкалья и др.
Следовательно, рельефообразующая роль новейших тектонических движений проявилась, прежде всего, в деформации топографической поверхности, в создании положительных и отрицательных форм рельефа разного порядка. Через дифференциацию топографической поверхности новейшие тектонические движения “контролируют” расположение на поверхности Земли областей сноса и аккумуляции и, как следствие этого, областей с преобладанием денудационного (выработанного) и аккумулятивного рельефа. Скорость, амплитуда и контрастность новейших движений существенным образом влияют на интенсивность проявления экзогенных процессов и также находят отражение в морфологии и морфометрии рельефа.
Выражение в современном рельефе геологических структур зависит от типа и характера неотектонических движений, литологии слагающих их пород и конкретных физико-географических условий. Одни структуры находят прямое отражение в рельефе, на месте других формируется обращенный рельеф (о чем говорилось выше), на месте третьих - различные типы переходных форм от прямого рельефа к обращенному. Разнообразие соотношений между рельефом и геологическими структурами особенно характерно для мелких структур, крупные структуры, как правило, находят прямое выражение в рельефе.
Формы рельефа земной поверхности, в образовании которых главная роль принадлежит эндогенным процессам и в морфологии которых четко отражаются геологические структуры, называют морфоструктурами. Это понятие было введено в 1946 г. И.П. Герасимовым. Однако до настоящего времени среди исследователей нет единого мнения в толковании понятия “морфоструктура” ни в отношении масштаба форм, ни в отношении характера соответствия между структурой и ее выражением в рельефе. Одни исследователи понимают под морфоструктурами и прямой, и обращенный, и любой иной рельеф, возникший на месте геологической структуры, другие - только прямой рельеф. Некоторые исследователи относят к морфоструктурам только активные геологические структуры, а отпрепарированные, пассивные структуры называют литоморфоструктурами.
Данные, которыми располагают в настоящее время геология и геоморфология, свидетельствуют о том, что земная кора испытывает деформации практически всюду и разного характера. Так, в настоящее время поднятие испытывают территория Фенноскандии и значительная часть территории Северной Америки, примыкающей к Гудзонову заливу. Скорости поднятий этих территорий весьма значительны. В Фенноскандии сразу после таяния ледника они составляли 10-13 см/год, в настоящее время - около 10 мм/год (метки уровня моря, сделанные в XVIII в. на берегах Ботнического залива, приподняты над современным уровнем на 1,5-2,0 м) (рис. 13). Берега Северного моря в пределах Голландии и соседних с ней областей опускаются, вынуждая жителей строить плотины для защиты территории от наступания моря.
Интенсивные тектонические движения испытывают области альпийской складчатости и современных геосинклинальных поясов. По имеющимся данным, Альпы, Гималаи и Памир за неоген-чет-
Рис. 13. Гляциоизостатическое поднятие Балтийского щита после исчезновения последнего ледникового покрова (по Н И. Николаеву):
1 - изогипсы (м); 2 - граница каледонид; 3 - граница балтийского щита
вертичное время поднялись на несколько километров. На фоне поднятий отдельные участки в пределах областей альпийской складчатости испытывают интенсивные погружения. Так, на фоне поднятия Большого и Малого Кавказа заключенная между ними Кура-Араксинская низменность испытывает интенсивное погружение. Свидетельством существующих здесь разнонаправленных движений служит положение береговых линий древних морей, предшественников современного Каспийского моря. Прибрежные осадки одного из таких морей - позднебакинского, уровень которого располагается на абсолютной высоте 10-12 м, в настоящее время прослеживаются в пределах юго-восточной периклинали Большого Кавказа и на склонах Талышских гор на абсолютных отметках соответственно +300 и +200 м, а в пределах Кура-Арак- синской низменности вскрыты скважинами на абсолютных отметках -250-300 м.
О проявлении неотектонических движений можно судить по многочисленным и весьма разнообразным геоморфологическим признакам: 1) наличие морских и речных террас, образование которых не связано с воздействием изменения климата или каких- либо других причин; 2) деформации морских и речных террас и древних поверхностей денудационного выравнивания; 3) глубоко погруженные или высоко приподнятые над уровнем моря коралловые рифы; 4) затопленные морские береговые формы и некоторые подводные карстовые источники, положение которых нельзя объяснить эвстатическими колебаниями уровня Мирового океана или другими причинами; 5) антецедентные долины, образующиеся в результате пропиливания рекой возникающего на ее
пути тектонического повышения - антиклинальной складки или воздымающегося блока, образованного разрывными нарушениями (рис. 14).
Рис. 14. Антецедентные сквозные ущелья рукавов р. Гердыманчай в восточной оконечности Кара- марьянской гряды {Азербайджан, по В.А. Гроссгейму)
О проявлении неотектонических движений можно судить и по ряду косвенных признаков. Чутко реагируют на них флювиальные формы рельефа. Так, участки, испытывающие тектонические поднятия, обычно характеризуются увеличением густоты и глубины эрозионного расчленения по сравнению с территориями, стабильными в тектоническом отношении или испытывающими погружение. На таких участках меняется и морфологический облик эрозионных форм: долины обычно становятся уже, склоны круче, наблюдаются изменение продольного профиля рек и резкие изменения направления их течения в плане, не объяснимые другими причинами, и т.д. Все эти (и ряд других) признаки позволяют использовать геоморфологический метод для выявления положительных тектонических структур, в частности при поиске нефтегазовых месторождений.
В зависимости от соотношения скоростей тектонических движений (Т) и денудационных процессов (Д) рельеф может развиваться по восходящему или нисходящему типу. Если Т gt; Д, рельеф развивается по восходящему типу. В этом случае увеличиваются абсолютные высоты территории, испытывающей поднятия, что
стимулирует усиление глубинной эрозии постоянных и временных водотоков и приводит к увеличению относительных высот. Формируются долины рек типа теснин, ущелий и каньонов, характеризующихся крутыми или даже отвесными склонами, что, в свою очередь, ведет к интенсивному развитию оползневых (при благоприятных гидрогеологических условиях) и обвально-осыпных процессов. Вследствие резкого преобладания глубинной эрозии над боковой в долинах рек слабо развиты или совсем отсутствуют поймы и речные террасы. Продольные профили рек характеризуются большими уклонами и невыработанностью: более или менее пологие уклоны на участках выхода легко размываемых пород чередуются с порогами и уступами на местах выхода устойчивых к размыву пород. Усиление интенсивности денудационных процессов способствует быстрому удалению рыхлых продуктов разрушения горных пород, результатом чего является хорошая обнаженность “свежих”, еще не подвергшихся разрушению пород, препарирование более стойких пород и как результат - четкое отражение геологических структур в рельефе (структурность рельефа), особенно в условиях аридного климата. Увеличение абсолютных высот, длины и крутизны склонов приводит не только к интенсификации ранее действовавших рельефообразующих процессов, но и к появлению новых: снежных лавин и селей, а при подъеме территории выше климатической снеговой границы - к процессам, связанным с деятельностью льда и снега. В результате в верхней части гор формируется новый тип рельефа - альпийский, характеристика которого была дана выше. Таким образом, изменение количественных характеристик - увеличение абсолютных и относительных высот, длины и крутизны склонов - приводит к качественным изменениям всего комплекса рельефообразующих процессов. Эти изменения находят отражение и на территориях, прилегающих к воздымающимся горам: здесь изменяется характер коррелятных отложений. По мере роста гор увеличиваются количество и крупность обломочного материала, выносимого постоянными и временными водотоками.
Если Тlt;Д, процесс рельефообразования развивается в обратном направлении: уменьшаются абсолютные и относительные высоты, склоны выполаживаются, речные долины расширяются, на дне их начинает накапливаться аллювий, продольные профили рек выравниваются и становятся более пологими, интенсивность эрозионных и склоновых процессов уменьшается. При снижении гор ниже снеговой границы прекращается рельефообразующая деятельность снега и льда. Накопление обломочного материала на дне эрозионных форм и склонах ведет к затушевыванию струк
турности рельефа, уменьшению площади выхода на поверхность свежих скальных пород. Вершины и гребни хребтов принимают округлые очертания. Все это ведет к уменьшению количества выносимого обломочного материала и его крупности.
Отмеченная связь между изменением рельефообразующих процессов на территориях, испытывающих поднятие, и характером коррелятных отложений, накапливающихся в области опускания, позволяет использовать коррелятные отложения для палеогеографических реконструкций: определения интенсивности тектонических движений прошлых геологических эпох, местоположения областей сноса, определения возраста проявления тектонических движений и формирования денудационного рельефа. Вот почему геоморфологи изучают не только сам рельеф, но и слагающие его породы, в частности коррелятные отложения.
Таким образом, существует тесная связь между характером и интенсивностью новейших тектонических движений, морфологией рельефа на разных стадиях его развития и коррелятными отложениями. Эта связь позволяет широко использовать геоморфологические методы при изучении неотектонических движений и геологической структуры земной коры.
Кроме новейших тектонических движений, различают так называемые современные движения, под которыми понимают движения, проявившиеся в историческое время и проявляющиеся сейчас. О существовании таких движений свидетельствуют многие историко-археологические данные, а также данные повторных нивелировок. Отмеченные в ряде случаев большие скорости этих движений (до 10 см в год и более) диктуют необходимость их учета при строительстве долговременных сооружений - каналов, нефте- и газопроводов, железных дорог и др.
Рельефообразующая роль вертикальных тектонических движений высшего порядка заключается также в том, что они контролируют распределение площадей, занятых сушей и морем (обусловливают морские трансгрессии и регрессии), определяют конфигурацию материков и океанов.
Распределение площадей, занятых сушей и морем, а также конфигурация материков и океанов, как известно, являются первопричиной изменения климата на поверхности Земли. Следовательно, вертикальные движения оказывают не только прямое воздействие на рельеф, но и опосредствованное, через климат, о влиянии которого на рельеф говорилось выше (гл. 4).
РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩАЯ РОЛЬ НОВЕЙШИХ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ ЗЕМНОЙ КОРЫ
В предыдущих главах речь шла об отражении геологических структур в рельефе и о влиянии на рельеф различных типов тектонических движений, безотносительно ко времени проявления этих движений.
В настоящее время установлено, что главная роль в формировании основных черт современного рельефа эндогенного происхождения принадлежит так называемым новейшим тектоническим
Рис. 12. Схема новейших (неоген-четвертичных) тектонических движений на территории СССР (по, значительно упрощена): / - области весьма слабо выраженных положительных движений; 2-области слабо выраженных линейных положительных движений; 3 - области интенсивных сводовых поднятия; 4 - области слабо выраженных линейных поднятий и опусканий; 5 - области интенсивных линейных поднятий с большими (о) и значительными (б) градиентами вертикальных движений; 6 - области намечающихся (а) и преобладающих (б) опусканий; 7-граница областей сильных землетрясений (7 баллов и более); в -граница проявления неоген-четвертичного вулканизма; 9 - граница распространения действующих
дви жениям, под которыми большинство исследователей понимают движения, имевшие место в неоген-четвертичное время. Об этом достаточно убедительно свидетельствует, например, сопоставление гипсометрической карты СССР и карты новейших тектонических движений (рис. 12). Так, областям со слабовыраженными вертикальными положительными тектоническими движениями в рельефе соответствуют равнины, невысокие плато и плоскогорья с тонким чехлом четвертичных отложений: Восточно-Европейская равнина, значительная часть Западно-Сибирской низменности, плато Устюрт, Среднесибирское плоскогорье.
Областям интенсивных тектонических погружений, как правило, соответствуют низменности с мощной толщей осадков неоген-четвертичного возраста: Прикаспийская низменность, значительная часть Туранской низменности, Северо-Сибирская низменность, Колымская низменность и др. Областям интенсивных, преимущественно положительных тектонических движений соответствуют горы: Кавказ, Памир, Тянь-Шань, горы Прибайкалья и Забайкалья и др.
Следовательно, рельефообразующая роль новейших тектонических движений проявилась прежде всего в деформации топографической поверхности, в создании положительных и отрицательных форм рельефа разного порядка. Через дифференциацию топографической поверхности новейшие тектонические движения контролируют расположение на поверхности Земли областей сноса и аккумуляции и, как следствие этого, областей с преобладанием денудационного (выработанного) и аккумулятивного рельефа. Скорость, амплитуда и контрастность новейших движений существенным образом влияют на интенсивность проявления экзогенных процессов и также находят отражение в морфологии и морфометрии рельефа.
Выражение в современном рельефе структур, созданных неотектоническими движениями, зависит от типа и характера неотектонических движений, литологии деформируемых толщ и конкретных физико-географических условий. Одни структуры находят прямое отражение в рельефе, на месте других формируется обращенный рельеф, на месте третьих - различные типы переходных форм от прямого рельефа к обращенному. Разнообразие соотношений между рельефом и геологическими структурами особенно характерно для мелких структур. Крупные структуры, как правило, находят прямое выражение в рельефе.
Формы рельефа, обязанные своим происхождением неотектоническим структурам, получили название морфоструктур. В настоящее время нет единого толкования термина «морфоструктура» ни в отношении масштаба форм, ни в отношении характера соответствия между структурой и ее выражением в рельефе. Одни исследователи понимают под морфоструктурами и прямой, и обращенный, и любой иной рельеф, возникший на месте геологической структуры, другие - только прямой рельеф. Точка зрения последних, пожалуй, более правильна. Морфоструктурами мы будем называть формы рельефа разного масштаба, морфологический облик которых в значительной степени соответствует типам создавших их геологических структур.
Данные, которыми располагают в настоящее время геология и геоморфология, свидетельствуют о том, что земная кора испытывает деформации практически всюду и разного характера: и колебательные, и складкообразовательные, и разрывообразовательные. Так, например, в настоящее время поднятие испытывают территория Фенноскандии и значительная часть территории Северной Америки, примыкающей к Гудзонову заливу. Скорости поднятий этих территорий весьма значительны. В Фенноскандии они составляют 10 мм в год (метки уровня моря, сделанные в XVIII в. на берегах Ботнического залива, приподняты над современным уровнем на 1,5-2,0 м).
Берега Северного Моря в пределах Голландии и соседних с нею областей опускаются, вынуждая жителей строить плотины для защиты территории от наступания моря.
Интенсивные тектонические движения испытывают области альпийской складчатости и современных геосинклинальных поясов. По имеющимся данным, Альпы за неоген-четвертичное время поднялись на 3-4 км, Кавказ и Гималаи только за четвертичное время поднялись на 2-3 км, а Памир на 5 км. На фоне поднятий отдельные участки в пределах областей альпийской складчатости испытывают интенсивные погружения. Так, на фоне поднятия Большого и Малого Кавказа заключенная между ними Куро-Араксинская низменность испытывает интенсивное погружение. Свидетельством существующих здесь разнонаправленных движений служит положение береговых линий древних морей, предшественников современного Каспийского моря. Прибрежные осадки одного из таких морей - позднебакинского, уровень которого располагался на абсолютной высоте 10--12 м, в настоящее время прослеживаются в пределах юго-восточной периклинали Большого Кавказа и на склонах Талышских гор на абсолютных отметках +200- 300 м, а в пределах Куро-Араксинской низменности вскрыты скважинами на абсолютных отметках минус 250-300 м. Интенсивные тектонические движения наблюдаются в пределах срединно-океанических хребтов.
О проявлении неотектонических движений можно судить по многочисленным и весьма разнообразным геоморфологическим признакам. Приведем некоторые из них: а) наличие морских и речных террас, образование которых не связано с воздействием изменения, климата; б) деформации морских и речных террас и древних поверхностей денудационного выравнивания; в) глубоко погруженные или высоко приподнятые над уровнем моря коралловые рифы; г) затопленные морские береговые формы и некоторые подводные карстовые источники, положение которых нельзя
объяснить эвстатическими колебаниями1 уровня Мирового океана или другими причинами;
д) антецедентные долины, образующиеся в результате пропиливания рекой возникающего на ее пути тектонического повышения - антиклинальной складки или блока (рис. 13),
О проявлении неотектонических движений можно судить и по ряду косвенных признаков. Чутко реагируют на них флювиальные формы рельефа. Так, участки, испытывающие тектонические поднятия, обычно характеризуются увеличением густоты и глубины
эрозионного расчленения по сравнению с территориями, стабильными в тектоническом отношении или испытывающими погружение. Меняется на таких участках и морфологический облик эрозионных форм: долины обычно становятся уже, склоны круче, наблюдаются изменение продольного профиля рек и резкие изменения направления их течения в плане, не объяснимые другими причинами, и т. д. Таким образом, существует тесная связь между характером и интенсивностью новейших тектонических движений и морфологией рельефа. Эта связь позволяет широко использовать геоморфологические методы при изучении неотектонических движений и геологической структуры земной коры.
1 Эвстатические колебания - медленные изменения уровня Мирового океана, происходящие одновременно и с одинаковым знаком на всей площади океана за счет возрастания или сокращения поступления воды в океан.
Кроме новейших тектонических движений, различают так называемые современные дви жения, под которыми, согласно
Понимают движения, проявившиеся в историческое время и проявляющиеся сейчас. О существовании таких движений свидетельствуют многие историко-археологические данные, а также данные повторных нивелировок. Отмеченные в ряде случаев большие скорости этих движений диктуют настоятельную необходимость их учета при строительстве долговременных сооружений - каналов, нефте - и газопроводов, железных дорог и др.
ГЛАВА 6. МАГМАТИЗМ И РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕ
Магматизм играет важную и весьма разнообразную роль в рельефообразовании. Это относится и к интрузивному и к эффузивному магматизму. Формы рельефа, связанные с интрузивным магматизмом, могут быть как результатом непосредственного влияния магматических тел (батолитов, лакколитов и др.), так и следствием препарировки интрузивных магматических пород, которые, как уже упоминалось, нередко являются более стойкими к воздействию внешних сил, чем вмещающие их осадочные породы.
Батолиты чаще всего приурочены к осевым частям антиклинориев. Они образуют крупные положительные формы рельефа, поверхность которых осложнена более мелкими формами, обязанными своим возникновением воздействию тех или иных экзогенных агентов в зависимости от конкретных физико-географических условий.
Примерами довольно крупных гранитных батолитов на территории СССР могут служить массив в западной части Зеравшанского хребта в Средней Азии (рис. 14), крупный массив в Конгуро-Алагезском хребте в Закавказье.
Лакколиты встречаются в одиночку или группами и часто выражаются в рельефе положительными формами в виде куполов «ли «караваев». Хорошо известны лакколиты Северного Кавказа
Рис. 15. Лакколиты Минеральных Вод, Северный Кавказ (рис.)
(рис. 15) в районе г. Минеральные Воды: горы Бештау, Лысая, Железная, Змеиная и др. Типичные, хорошо выраженные в рельефе лакколиты известны также в Крыму (горы Аю-Даг, Кастель).
От лакколитов и других интрузивных тел нередко отходят жилоподобные ответвления, называемые апофизами. Они секут вмещающие породы в разных направлениях. Отпрепарированные апофизы на земной поверхности образуют узкие, вертикальные или крутопадающие тела, напоминающие разрушающиеся стены (рис. 16,5-Б). Пластовые интрузии выражаются в рельефе в виде ступеней, аналогичных структурным ступеням, образующимся в результате избирательной денудации в осадочных породах (рис. 16, Л-Л). Отпрепарированные пластовые интрузии широко распространены в пределах Среднесибирского плоскогорья, где они связаны с внедрением пород трапповой формации 1.
Магматические тела усложняют складчатые структуры и их отражение в рельефе. Четкое отражение в рельефе находят образования, связанные с деятельностью эффузивного магматизма, или вулканизма, который создает совершенно своеобразный рельеф. Вулканизм - объект исследования специальной геологической науки - вулканологии, но ряд аспектов проявления вулканизма имеет непосредственное значение для геоморфологии.
В зависимости от характера выводных отверстий различают извержения площадные, линейные и центральные. Площадные извержения привели к образованию обширных по площади лавовых, плато. Наиболее известные из них - лавовые плато Британской Колумбии и Декана (Индия).
Рис. 16. Отпрепарированные интрузивные тела: А -А - пластован интрузия (силл); Б -Б секущая жила (дайка)
DIV_ADBLOCK703">
В современную геологическую эпоху наиболее распространенным видом вулканической деятельности является центральный тип извержений, при котором магма поступает из недр к поверхности к определенным «точкам», обычно располагающимся на пересечении двух или нескольких разломов. Поступление магмы происходит по узкому питающему каналу. Продукты извержения отлагаются периклинально (т. е. с падением во все стороны) относительно выхода питающего канала на поверхность. Поэтому обычно над центром извержения возвышается более или менее значительная аккумулятивная форма-собственно вулкан (рис. 17).
В вулканическом процессе почти всегда можно различить две стадии - эксплозивную, или взрывную, и эруптивную, или стадию выброса и накопления вулканических продуктов. Каналообразный путь на поверхность пробивается в первой стадии. Выход лавы на поверхность сопровождается взрывом. В результате верхняя часть канала воронкообразно расширяется, образуя отрицательную форму рельефа - кратер. Последующее излияние лавы и накопление пирокластического материала происходит по периферии этой отрицательной формы. В зависимости от стадии деятельности вулкана, а также характера накопления продуктов извержения выделяют несколько морфогенетических типов вулканов: маары, экструзивные купола, щитовые вулканы, стратовулканы.
Маар - отрицательная форма рельефа, обычно воронкообразная или цилиндрическая, образующаяся в результате вулканического взрыва. По краям такого углубления почти нет никаких вулканических накоплений. Все известные в настоящее время маары - не действующие, реликтовые образования. Большое число мааров описано в области Эйфель в ФРГ, в Центральном массиве во Франции. Большинство мааров в условиях влажного климата заполняется водой и превращается в озера. Размеры мааров - от 200 м до 3,5 км в поперечнике при глубине от 60 до 400 м
Рис. 17. Вулканические конусы. Хорошо видны кратеры и барранкосы на склонах
Неаполь" href="/text/category/neapolmz/" rel="bookmark">Неаполя) возник в течение нескольких дней буквально на ровном месте и в настоящее время представляет собой холм высотой до 140 м. Самые крупные вулканические постройки - стратовулканы. В строении стратовулканов участвуют как слои лав, так и слои пирокластического материала. Многие стратовулканы имеют почти правильную коническую форму: Фудзияма в Японии, Ключевская и Кроноцкая солки на Камчатке, Попокатепетль в Мексике и др. (см. рис. 17). Среди этих образований нередки горы высотой 3- 4 км. Некоторые вулканы достигают 6 км. Многие стратовулканы несут на своих вершинах вечные снега и ледники.
У многих потухших или временно недействующих вулканов кратеры заняты озерами.
У многих вулканов имеются так называемые кальдеры. Это очень крупные, в настоящее время недействующие кратеры, причем современные кратеры нередко располагаются внутри кальдеры. Известны кальдеры до 30 км в поперечнике. На дне кальдер рельеф относительно ровный, борта кальдер, обращенные к центру извержения, всегда очень крутые. Образование кальдер связано с разрушением жерла вулкана сильными взрывами. В некоторых случаях кальдера имеет провальное происхождение. У потухших вулканов расширение кальдеры может быть связано также с деятельностью экзогенных агентов.
Своеобразный рельеф образуют жидкие продукты извержения вулканов. Лава, излившаяся из центрального или боковых кратеров, стекает по склонам в виде потоков. Как уже говорилось, текучесть лавы определяется ее составом. Очень густая и вязкая лава успевает застыть и потерять.подвижность еще в верхней части склона. При очень большой вязкости она может затвердеть в жерле, образовав гигантский «лавовый столб» или «лавовый палец», как это было, например, при извержении вулкана Пеле на Мартинике в 1902 г. Обычно лавовый поток имеет вид сплюснутого вала, протягивающегося вниз по склону, с очень четко выраженным вздутием у своего окончания. Базальтовые лавы могут давать длинные потоки, которые распространяются на многие километры и даже десятки километров и прекращают свое движение на прилегающей к вулкану равнине или плато, или же в пределах плоского дна кальдеры. Базальтовые потоки длиной в 60-70 км не редкость на Гавайских островах и в Исландии.
Значительно менее развиты лавовые потоки липаритового или андезитового состава. Их длина редко превышает несколько километров. Вообще для вулканов, выбрасывающих продукты кислого или среднего состава, гораздо большую часть по объему составляет пирокластический, а не лавовый материал.
Застывая, лавовый поток сначала покрывается коркой шлака. В случае прорыва корки в каком-либо месте неостывшая часть лавы вытекает из-под корки. В результате образуется полость - лавовый грот, или лавовая пещера. При обрушении свода пещеры он превращается в отрицательную поверхностную форму рельефа - лаво вый желоб. Желоба очень характерны для вулканических ландшафтов Камчатки.
Поверхность застывшего потока приобретает своеобразный микрорельеф. Наиболее распространены два типа микрорельефа поверхности лавовых потоков: а) глыбовый микрорельеф и б) кишкообразная лава. Глыбовые лавовые потоки представляют собой хаотическое нагромождение угловатых или оплавленных глыб с многочисленными провалами и гротами. Такие глыбовые формы возникают при высоком содержании газов в составе лав и при сравнительно низкой температуре потока. Кишкообразные лавы отличаются причудливым сочетанием застывших волн, извилистых складок, в целом действительно напоминающих «груды гигантских кишок или связки скрученных канатов» (). Образование такого микрорельефа характерно для лав с высокой температурой и с относительно малым содержанием летучих компонентов.
Выделение газов из лавового потока может носить характер взрыва. В этих случаях на поверхности потока происходит нагромождение шлака в виде конуса. Такие формы получили название горнито. Иногда они имеют вид столбов высотой до нескольких метров. При более спокойном и длительном выделении газов и» трещин в шлаке образуются так называемые фумаролы. Ряд продуктов выделения фумарол в атмосферных условиях конденсируется, и вокруг места выхода газов образуются кратерообразные возвышения, сложенные продуктами конденсации.
При трещинных и площадных излияниях лав обширные пространства оказываются как бы заполненными лавой. Классической страной трещинных извержений является Исландия. Здесь подавляющая часть вулканов и лавовых потоков приурочена к депрессии, рассекающей остров с юго-запада «а северо-восток (так называемый Большой грабен Исландии). Здесь можно видеть лавовые покровы, вытянутые вдоль разломов, а также зияющие трещины, еще не совсем заполненные лавами. Трещинный вулканизм характерен также для Армянского нагорья. Сравнительно недавно трещинные извержения имели место на Северном острове Новой Зеландии.
Объем потоков лав, излившихся из трещин в Большом грабене Исландии, достигают 10-12 куб. км. Грандиозные площадные излияния происходили в недавнем прошлом в Британской Колумбии, на плато Декан, в Южной Патагонии. Слившиеся разновозрастные лавовые потоки образуют здесь сплошные плато площадью до нескольких десятков и сотен тысяч квадратных километров. Так лавовое плато Колумбии имеет площадь более 500 тыс. квадратных километров, а мощность слагающих его лав достигает 1100-
1800 м. Лавы заполнили все отрицательные формы предшествующего рельефа, обусловив почти идеальное его выравнивание. В настоящее время высота плато от 400 до 1800 м. В его поверхность глубоко врезаются долины многочисленных рек. На самых молодых лавовых покровах здесь сохранились глыбовый микрорельеф, шлаковые конусы, лавовые пещеры и желоба.
При подводных вулканических извержениях поверхность излившихся магматических потоков быстро остывает. Значительное гидростатическое давление водной толщи препятствует взрывным процессам. В результате формируется своеобразный микрорельеф ша рообразных, или подушечных, лав.
Излияния лавы не только образуют специфические формы рельефа, но могут существенным образом влиять на уже существующий рельеф. Так, лавовые потоки могут повлиять на речную сеть, вызвать ее перестройку. Перегораживая речные долины, они способствуют катастрофическим наводнениям или иссушению местности; потере ею водотоков. Проникая к берегу моря и застывая здесь, лавовые потоки изменяют очертания береговой линии, образуют особый морфологический тип морских побережий.
Излияния лав и выброс пирокластического материала неизбежно вызывает образование дефицита масс в недрах Земли. Последнее обусловливает быстрые опускания участков земной поверхности. В отдельных случаях началу извержения предшествует заметное поднятие местности. Так, например, перед извержением вулкана Усу на острове Хоккайдо образовался крупный разлом, вдоль которого участок поверхности площадью около 3 км2 за три месяца поднялся на 155 м, а после извержения произошло его опускание на 95 м.
Говоря о рельефообразующей роли эффузивного магматизма, следует отметить, что при вулканических извержениях могут происходить внезапные и очень быстро протекающие изменения рельефа и общего состояния окружающей местности. Особенно велики такие изменения при извержениях эксплозивного типа. Например, при извержении вулкана Кракатау в Зондском проливе в 1883 г., носившем характер серии взрывов, произошло разрушение большей части острова, и на этом месте образовались глубины моря до 270 м. Взрыв вулкана вызвал образование гигантской волны - цунами, которая обрушилась на берега Явы и Суматры. Она нанесла огромный вред прибрежным районам островов, приведя к гибели десятков тысяч жителей. Другой пример такого рода - извержение вулкана Катмай на Аляске в 1912 г. До извержения вулкан Кат-май имел вид правильного конуса высотой 2286 м. Во время извержения вся верхняя часть конуса была разрушена взрывами и образовалась кальдера до 4 км в поперечнике и до 1100 м глубиной.
Вулканический рельеф подвергается в дальнейшем воздействию экзогенных процессов, приводящему к формированию своеобразных вулканических ландшафтов.
Как известно, кратеры и вершинные части многих крупных вулканов являются центрами горного оледенения. Поскольку образующиеся здесь ледниковые формы рельефа не имеют каких-либо принципиальных особенностей, они специально не рассматриваются. Флювиальные формы вулканических районов имеют свою специфику. Талые воды, грязевые потоки, образующиеся нередко при вулканических извержениях, атмосферные воды существенно воздействуют на склоны вулканов, в особенности на те, в строении которых главная роль принадлежит пирокластическому материалу. При этом образуется радиальная система овражной сети - так называемые барранкосы. Это глубокие эрозионные борозды, расходящиеся как бы по радиусам от вершины вулкана (см - рис. 17).
Барранкосы следует отличать от борозд, пропаханных в рыхлом покрове пепла и лапиллей крупными глыбами, выброшенными при извержении. Такие образования нередко называют шаррами. Шарры, как исходные линейные понижения, могут быть преобразованы затем в эрозионные борозды. Существует мнение, что значительная часть барранкосов заложена по бывшим шаррам.
Общий рисунок речной сети в вулканических районах также зачастую имеет радиальный характер. Другими отличительными особенностями речных долин в вулканических районах являются водопады и пороги, образующиеся в результате пересечения реками застывших лавовых потоков или траппов, а также плотинные озера или озеровидные расширения долин на месте спущенных озер, возникающих при перегораживании реки лавовым потоком. В местах скопления пепла, а также на лавовых покровах вследствие высокой водопроницаемости пород на обширных пространствах могут вообще отсутствовать какие-либо водотоки. Такие участки имеют облик каменистых пустынь.
Для многих вулканических областей характерны выходы напорных горячих вод, называемых гейзерами. Горячие глубинные воды содержат много растворенных веществ, выпадающих в осадок при охлаждении вод. Поэтому места выходов горячих источников бывают окружены натечными, зачастую причудливой формы террасами. Широко известны гейзеры и сопровождающие их террасы в Йелоустонском парке в США, на Камчатке (Долина гейзеров), в Новой Зеландии, в Исландии.
В вулканических областях встречаются также специфические формы выветривания и денудационной препарировки. Так, например, мощные базальтовые покровы или потоки базальтовой, реже андезитовой, лавы при остывании и под воздействием атмосферных агентов, разбиваются трещинами на столбчатые отдельности. Нередко отдельности представляют собой многогранные столбы, которые очень эффектно выглядят в обнажениях. Выходы трещин на поверхность лавового покрова образуют характерный полигональный микрорельеф. Такие пространства лавовых выходов, разбитые системой полигонов - шестиугольников или пятиугольников, получили название «мостовых гигантов».
При продолжительной денудации вулканического рельефа в первую очередь разрушаются накопления пирокластического материала. Более стойкие лавовые и другие магматические образования
подвергаются препарировке экзогенными агентами. Характерными формами препарировки являются упоминавшиеся выше дайки, а также некки (отпрепарированные лавовые пробки, застывшие в жерле вулкана).
Глубокое эрозионное расчленение и склоновая денудация могут привести к разделению лавового плато на отдельные платообразные возвышенности, иной раз далеко отстоящие друг от друга. Такие останцовые формы получили название мез (в единственном числе - меза).
shortcodes">
4
5. Игнатенко И.В., Хавкина Н.В. Подбуры Крайнего Северо-Востока СССР // География и генезис почв
Магаданской области. - Владивосток: Изд-во ДВНЦ АН СССР. - С. 93-117.
6. Классификация и диагностика почв России / Л.Л. Шишов [и др.]. - Смоленск: Ойкумена, 2004. - 342 с.
7. Почвенно-географическое районирование СССР. - М.: Изд-во АН СССР, 1962. - 422 с.
8. Почвоведение / под ред. В.А. Ковды, Б.Г. Розанова. - Ч. 2. - М.: Высш. шк., 1988. - 367 с.
УДК 631.48 (571.61) Э.П. Синельников, Т.А. Чеканникова
СРАВНИТЕЛЬНАЯ ОЦЕНКА ИНТЕНСИВНОСТИ И НАПРАВЛЕННОСТИ ПРОЦЕССОВ ТРАНСФОРМАЦИИ ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА ПРОФИЛЯ ОТБЕЛЕННЫХ ПОЧВ РАВНИННЫХ ТЕРРИТОРИЙ ПРИМОРСКОГО КРАЯ И ДЕРНОВО-ПОДЗОЛИСТЫХ КАРБОНАТНЫХ ПОЧВ ЮЖНОЙ ТАЙГИ
ЗАПАДНОЙ СИБИРИ
В статье приведен детальный анализ процессов трансформации вещественного состава почв Южной Сибири и Приморья. Существенных различий по интенсивности и направленности ведущих элементарных почвенных процессов не выявлено.
Ключевые слова: Приморский край, Западная Сибирь, дерново-подзолистые почвы, карбонатные почвы, сравнительная оценка.
E.P.Sinelnikov, T.A.Chekannikova
COMPARATIVE ASSESSMENT OF PROFILE MATERIAL STRUCTURE TRANSFORMATION PROCESSES INTENSITY AND ORIENTATION ON THE FLAT TERRITORIES BLEACHED SOILS OF PRIMORSKY KRAI AND CESPITOSE-PODZOLIC CARBONATE SOILS IN THE WESTERN SIBERIA
The detailed analysis of soils material structure transformation processes in the southern Siberia and Primorsky Krai is conducted. Essential distinctions in the intensity and orientation of leading elementary soil processes are not revealed.
Key words: Primorsky Krai, Western Siberia, cespitose-podzolic soils, carbonate soils, comparative assessment.
Оценка степени дифференциации вещественного состава профиля почв в результате действия разнообразных элементарных почвенных процессов уже давно стала составной частью исследований генетических свойств почвенного покрова любого региона. Основу таких анализов заложили работы А.А. Роде ,
Особенности дифференциации вещественного состава почв южной части российского Дальнего Востока, в сравнении с близкими по генетическим показателям почвами других регионов, исследовались
C.В. Зонном , Л.П. Рубцовой и Е.Н. Рудневой , Г.И. Ивановым и др. Результатом этих исследований, основанных главным образом на анализе генетических показателей, явилось утверждение о преобладании здесь процессов лессивирования, отбеливания, псевдооподзоливания и полного исключения процессов оподзоливания.
В настоящем сообщении нами сделана попытка сравнить направленность и интенсивность процессов трансформации вещественного состава профиля отбеленных почв равнинной части Приморья с дерновоподзолистыми остаточно-карбонатными почвами Западной Сибири на основе количественных показателей баланса основных элементов вещественного состава.
Выбор почв Сибири в качестве сравнительного варианта не случаен и обусловлен следующими условиями. Во-первых, остаточно-карбонатные дерново-подзолистые почвы Сибири сформировались на покровных суглинках с повышенным содержанием глинистых частиц и обменных оснований, что исключает принципиальные различия уже на первом этапе анализа. Во-вторых - это наличие обстоятельных монографических данных и балансовых расчетов трансформации вещественного состава, опубликованных И.М. Гаджиевым , что значительно упрощает выполнение поставленной нами задачи.
Для сравнительного анализа нами использованы данные И.М. Гаджиева по разрезам 6-73 (дерновосильноподзолистые) и 9-73 (дерново-слабоподзолистые почвы). В качестве отбеленных вариантов почв
Приморья нами взяты буро-отбеленные и луговые глеево-слабоотбеленные почвы. Исходные данные указанных почв, а также оценка трансформации их вещественного состава в зависимости от геоморфологического расположения и степени отбеленности представлены нами в предыдущем сообщении . Основные показатели дерново-подзолистых почв представлены в таблице 1.
Анализ данных таблицы 1 настоящего сообщения и таблицы 1 предыдущего показывает на два существенных момента: во-первых, это довольно близкий состав почвообразующих пород, и во-вторых -явно выраженное деление профилей всех анализируемых разрезов на аккумулятивно-элювиальную и иллювиальные части. Так, по данным Э.П. Синельникова , содержание глинистых частиц в почвообразующей породе равнин Приморья составляет 73-75%, для южной тайги Западной Сибири 57-62%. Количество илистой фракции соответственно составило 40-45 и 35-36 процентов. Суммарная величина обменных катионов Са и Мд в озерно-аллювиальных отложениях Приморья 22-26 мэкв на 100 грамм почвы, в покровных суглинках Сибири 33-34, величина актуальной кислотности соответственно 5,9-6,3 и 7,1-7,5 ед. рН. Остаточная карбонатность пород проявляется в свойствах материнских пород анализируемых разрезов Сибири, но ее влияние на физико-химическое состояние верхних горизонтов минимальное, особенно средне- и сильноподзолистых почв.
Исследуя проблему дифференциации профиля дерново-подзолистых почв, И.М. Гаджиев отмечает четкое выделение элювиальной части, обедненной полуторными окислами и обогащенной кремнеземом, и иллювиальной, в некоторой степени обогащенной основными компонентами вещественного состава, в сравнении с вышележащими горизонтами. В то же время заметного накопления окислов здесь по отношению к исходной породе не обнаружено и даже снижено. Аналогичная закономерность проявляется и в отбеленных почвах Приморья.
Ссылаясь на работы А.А. Роде, И.М. Гаджиев считает, что данный факт подтверждает закономерность поведения вещества при подзолообразовательном процессе, сущность которого «... состоит в тотальном разрушении минеральной основы почв и транзитном сбросе получаемых при этом продуктов далеко за пределы почвенного профиля» . В частности, согласно балансовым расчетам И.М. Гаджиева, общий объем обезиливания суммарной мощности почвенных горизонтов относительно материнской породы составляет от 42-44% в сильноподзолистой почве до 1,5-2 в слабоподзолистой.
Таблица 1
Основные показатели вещественного состава остаточно-карбонатных дерново-подзолистых почв Западной Сибири (рассчитано по данным И.М. Гаджиева)
Г оризонт Расчетная мощность, см Содержание частиц <0,001 мм Плотность, г/см3 Валовый состав почвы в целом, % Состав крупнозема, % Состав ила, %
2 о со о од с со о од О) 1_1_ со о 2 2 о со со о 2 а) о_ со о сч < 2 о со о од < со о од О) 1_1_ со о /2 о со со о 2 а) о_ со о од < 2 о СО со о од < со о од О) 1_1_ со о £ /2 о со со о 2 а) о_ со о од <
Разрез 6-73 Дерново-сильноподзолистая
А1 4 23 1,10 74,7 14,2 4,3 7,5 5,1 79,3 11,1 3,1 10,3 5,7 58,2 25,1 8,5 3,2 4,6
А2 20 23 1,32 73,8 14,3 4,2 7,4 5,4 78,6 11,1 2,7 10,4 6,4 56,8 25,3 9,4 3,1 4,2
Bh 18 40 1,43 70,0 16,7 5,5 5,9 4,8 74,4 14,3 4,0 7,5 5,6 55,8 27,9 12,7 2,6 3,4
B1 31 45 1,55 67,4 17,3 5,6 5,6 4,8 76,6 10,9 1,3 11,3 11,5 55,2 26,5 10,8 2,8 3,8
B2 27 40 1,53 68,4 18,3 6,2 5,2 4,6 77,0 11,8 2,7 9,7 6,7 55,5 26,7 10,8 2,9 3,8
ВС 24 38 1,52 68,4 16,7 5,6 5,7 4,6 76,3 11,1 2,6 10,2 6,8 55,7 25,9 10,9 2,9 3,8
С 10 36 1,52 68,4 16,2 6,3 5,7 4,5 75,7 10,8 1,7 10,0 10,4 55,9 25,7 11,3 2,9 3,5
А1 6 23 0,89 72,0 14,6 4,3 7,0 5,0 76,1 12,0 2,6 9,7 7,3 56,6 24,2 10,8 3,1 3,5
А2 8 29 1,20 72,1 14,4 4,6 7,0 4,9 78,2 10,4 2,2 11,2 7,3 56,4 24,5 10,6 3,1 3,6
Bh 30 40 1,35 69,0 15,3 5,7 6,2 4,3 77,4 8,7 2,1 8,1 11,3 55,3 26,1 11,6 2,8 3,5
B1 22 42 1,46 67,5 17,6 6,2 5,3 4,4 75,4 11,1 2,6 10,0 6,8 55,2 27,6 11,9 2,7 3,6
B2 18 42 1,45 67,7 16,8 5,6 5,7 4,7 76,3 9,8 1,5 12,3 10,6 54,8 27,3 11,8 2,7 3,7
ВС 38 41 1,46 67,4 16,9 5,6 5,6 4,7 75,2 11,0 2,1 10,5 8,3 54,7 26,5 11,4 2,7 3,6
С 10 35 1,48 67,4 16,0 5,5 5,9 4,1 74,2 11,5 2,7 8,9 8,6 55,2 25,4 10,7 2,9 3,7
Аналогичные расчеты, выполненные автором для черноземных почв и серых лесных, показали на полную тождественность направленности и скорости перестройки вещественного состава в сопоставлении с автоморфными почвами южно-таежной подзоны Сибири. При этом «. чернозем выщелоченный по составу ила, железа и алюминия из почвенных горизонтов по сравнению с исходной породой практически повторяет дерново-слабоподзолистую почву, темно-серая лесная оподзоленная почва близка к дерновосреднеподзолистой, а светло-серая лесная оподзоленная по этим показателям приближается к дерновосильноподзолистой почве» . Такое положение дел позволило автору сделать вывод, «.что формирование современных дерново-подзолистых почв происходит на уже предварительно хорошо дифференцированной минеральной основе, в общих чертах глубоко элювиально-преобразованной по сравнению с исходной породой, поэтому элювиально-иллювиальную дифференциацию профиля вряд ли уместно относить только за счет подзолообразовательного процесса в современном его понимании».
Наиболее приближенным по составу к исходной породе является горизонт С слабоподзолистой почвы, и в перерасчете на анализируемую мощность современного профиля почвы в нем содержалось 4537 тонн ила, 2176 тонн алюминия и 790 тонн железа на гектар. В близком по мощности профиле сильноподзолистой почвы аналогичные показатели составили: 5240, 2585 и 1162 тонны на гектар. То есть, только за счет повышенной миграции веществ в профиле сильноподзолистой почвы, равном по мощности исходной материнской породе, должно было быть вынесено 884 тонн на гектар ила, 409 тонн алюминия и 372 тонны железа. Если перевести данные показатели на кубический метр, то получим соответственно: 88,4; 40,9 и 37,2 кг. Реально профиль сильноподзолистой почвы, по данным И.М. Гаджиева, относительно материнской породы потерял 15,7 кг кремнезема, 19,8 кг алюминия и 11 кг железа на м3.
Если считать потери анализируемых веществ в профиле дерново-сильноподзолистой почвы относительно исходного содержания веществ в породе слабоподзолистой почвы, то получим, что потери ила составят 135 кг/м3, а накопление алюминия, напротив, составит 7,5 кг и железа 3,4 кг.
Чтобы понять суть происходящих процессов трансформации вещественного состава дерновоподзолистых почв Западной Сибири и сопоставить результаты с отбеленными почвами равнин Приморья, мы разложили, используя методику В.А. Таргульяна , валовое содержание основных окислов на долю, приходящую на крупнозем (>0,001 мм) и илистую фракцию. Полученные результаты для дерновоподзолистых почв Сибири представлены в таблице 2 (соответствующие показатели для отбеленных почв Приморья приведены в .
Весь профиль исследуемых почв довольно отчетливо делится на четыре зоны: аккумулятивная (гор. А1), элювиальная (гор. А2 и Bh), иллювиальная (гор. В1, В2 и ВС) и материнская порода (гор. С), относительно которой выполнены все расчеты таблицы 2. Такое разделение позволяет более контрастно оценить суть и направленность процессов трансформации вещественного состава в пределах конкретного профиля почвы и суммарно оценить баланс вещественного состава.
Таблица 2
Основные показатели баланса вещественного состава остаточно-карбонатных дерново-подзолистых
почв относительно почвообразующей породы, кг/м3
Гори- Механические элементы Содержание в крупноземе Содержание в илистой фракции
Крупнозем Ил SiO2 AІ2Oз Fe2Oз SiO2 AІ2Oз Fe2Oз
1 2 ± 1 2 ± 1 2 ± 1 2 ± 1 2 ± 1 2 ± 1 2 ± 1 2 ±
Разрез 6-73 Дерново-сил ьноподзолистая
А1 37 34 -3 23 10 -13 28 27 -1 4 4 0 0,6 1,0 +0,4 13 6 -7 6 2 -4 2,5 0,8 -1,7
А2 187 201 +14 117 63 -54 142 158 +16 20 22 +2 3,2 5,4 +2,2 65 36 -29 30 16 -14 12,6 5,9 -6,7
Bh 168 200 +32 105 58 -47 127 149 +22 18 28 +10 2,9 8,0 +5,1 58 32 -26 27 16 -11 11,3 6,6 -4,7
B1 290 287 -3 181 197 +12 219 220 +1 31 31 0 5,0 9,7 -1,3 101 107 +6 47 54 +7 19,5 24,5 +5,0
B2 253 225 -27 157 187 +30 191 173 -18 27 27 0 4,3 6,1 +1,8 88 104 +16 41 50 +9 17,0 20,0 +3,0
ВС 225 217 -8 140 148 +8 170 165 -5 24 24 0 3,8 5,6 +1,8 78 82 +4 36 38 +2 15,1 15,9 +0,8
Разрез 9-73 Дерново-слабоподзолистая
А1 57 41 -16 32 12 -20 42 31 -11 6 5 -1 1,6 1,1 -0,5 18 7 -11 8 3 -5 3,4 1,3 -2,1
А2 80 68 -12 42 28 -14 56 53 -3 9 7 -2 2,1 1,5 -0,6 24 16 -8 11 7 -4 4,6 2,9 -1,7
Bh 285 242 -43 159 163 +4 211 187 -24 33 21 -12 7,8 5,1 -2,7 88 90 +2 41 43 +2 17,1 18,9 +1,8
B1 209 185 -24 117 136 +19 155 139 -15 24 20 -4 5,7 4,8 -0,9 65 75 +10 30 38 +8 12,5 16,2 +3,7
B2 171 152 -19 96 109 +13 127 116 -11 20 15 -5 4,7 2,3 -2,4 53 59 +6 25 30 +5 10,3 12,8 +2,5
ВС 361 329 -32 202 225 +23 267 248 -19 41 36 -5 9,9 6,9 -3,0 112 123 +11 52 60 +8 21,7 25,4 +3,7
Примечание. 1 - исходные величины; 2 - содержание в настоящее время.
Из данных таблицы 2 видно, что направленность и интенсивность процессов трансформации вещественного состава «родственных» пар почв далеко не однозначны. В элювиальной зоне профиля сильноподзолистой почвы идет накопление фракций крупнозема относительно материнской породы (+46 кг/м3) и вынос ила (-101 кг). В иллювиальной зоне этих почв, напротив, происходит вынос крупнозема (-38 кг) и накопление ила (+50 кг). Суммарный баланс крупнозема в целом по профилю явно нейтрален (+5 кг), учитывая некоторую условность составляющих расчетные показатели. Суммарный баланс ила отрицателен -64 кг.
В дерново-слабоподзолистой почве во всех зонах профиля наблюдается уменьшение доли крупнозема относительно материнской породы, суммарно -146 кг. Накопление илистой фракции (55 кг) характерно только для иллювиальной части, причем по этому показателю горизонты В как сильноподзолистой, так и слабоподзолистой почвы практически близки, 50-55 кг/м3, но суммарное накопление ила в горизонтах В преобладает над выносом его из элювиально-аккумулятивной зоны (+25 кг).
Таким образом, в почвах различной степени подзолистости характер перераспределения механических элементов различен как по направленности, так и по количественным показателям. В сильноподзолистой почве идет более мощный вынос ила из поверхностных горизонтов за пределы почвенного профиля, а в слабоподзолистой, напротив, наблюдается слабый вынос ила при интенсивном выносе крупнозема практически из всей толщи почвенного профиля.
В буро-отбеленной почве Приморья (БО) направленность процессов перераспределения механических элементов однотипна с сильноподзолистой почвой, но интенсивность (контрастность) существенно выше. Так, накопление крупнозема в гор. А2 составило 100 кг, а вынос из иллювиальной толщи 183, что суммарно составляет -81 кг, при +5 в сильноподзолистой почве. Вынос ила активно идет по всей элювиальноаккумулятивной части профиля (-167 кг), а накопление его в горизонтах В только 104 кг. Суммарный баланс ила в БО почве составляет -63 кг, что практически идентично сильноподзолистой почве. В луговой глеевой слабоотбеленной почве (ЛГ отб) направленность процессов перераспределения механических элементов практически однотипна с БО почвой, но интенсивность существенно ниже, хотя суммарный баланс элементов довольно близок и даже превосходит показатель более отбеленной почвы.
Следовательно, интенсивность процесса отбеливания реально не коррелирует с характером перераспределения механических элементов, хотя буро-отбеленные почвы значительно старше и прошли в прошлом стадию луговых глеевых почв.
Анализируя суммарное и индивидуальное участие основных окислов ^Ю2, AІ2Oз, Fe2Oз) в вещественном составе крупнозема и ила отдельных зон почвенного профиля разрезов относительно почвообразующей породы, можно выявить следующие особенности и закономерности.
В горизонте А1 сильноподзолистой почвы при выносе 3 кг крупнозема сумма окислов составляет 1,6 кг; в элювиальной части профиля сумма основных окислов на 11 кг превышает массу крупнозема, а в иллювиальной части, напротив, масса крупнозема на 14 кг больше суммы окислов.
В перегнойном горизонте слабоподзолистой почвы доля крупнозема на 4 кг больше суммарного содержания окислов, в элювиальной зоне это превышение составило 10, а в иллювиальной части - 20 кг.
В горизонтах А1 и А2 отбелов Приморья масса крупнозема практически совпадает с массой основных окислов, а в горизонтах В превышает почти на 50 кг. В элювиально-аккумулятивной части профиля луговой глеевой слабоотбеленной почвы закономерность сохраняется, то есть масса крупнозема совпадает с массой окислов, а в иллювиальных горизонтах В на 20 кг больше.
В оценке анализируемых величин перераспределение механических элементов и основных окислов вещественного состава почвы большую значимость имеет мощность расчетного слоя, поэтому для реального сопоставления направленности и интенсивности процессов полученные значения баланса следует привести к равному по мощности слою. С учетом малой мощности гумусового горизонта целинных подзолистых почв расчетный слой не может быть более 5 см. Результаты таких пересчетов даны в таблице 3.
Результаты пересчета на равную мощность анализируемого слоя почвы явно показывают на принципиальную разницу перераспределения вещественного состава дерново-подзолистых почв Сибири и отбеленных почв Приморья в зависимости от степени выраженности основных процессов почвообразования.
Таблица 3
Баланс механических элементов и основных окислов (кг) в расчетном слое 5х100х100 см
относительно почвообразующей породы
Слой, горизонты Механические элементы Крупнозем (> 0,001) Илистая фракция (<0,001)
>0,001 <0,001 SiO2 AІ2Oз Fe2Oз Ба- ланс SiO2 AІ2Oз Fe2Oз Баланс
Дерново-сильноподзолистая почва
А1 -3,7 -16,2 -1,2 0 +0,5 -0,7 -8,7 -5,0 -2,1 -5,8
А2 +В +6,0 -13,3 +5,0 +1,6 +0,9 +7,5 -7,1 -3,2 -1,5 -11,9
В -2,3, +3,0 -1,3 0 +0,1 -1,2 +1,6 +1,1 +0,5 +3,2
Дерново-слабоподзолистая почва
А1 -13,3 -16,6 -9,1 -0,8 -0,4 -10,3 -9,1 -4,1 -1,7 -14,9
А2 +В -7,1 -1,3 -3,5 -1,8 -0,4 -5,7 +0,8 -0,3 0 +0,5
В -3,0 +2,2 -1,8 -0,6 -0,3 -2,7 +1,1 +0,8 +0,4 +2,3
Буро-отбеленная почва
А1 +0,6 -22,2 0 +0,9 0 +0,9 -11,4 -8,1 -2,2 -21,7
А2 -9,9 -17,7 +5,4 +2,7 +0,9 +1,9 -8,9 -7,2 -1,8 -17,9
В -9,1 +5,2 -6,4 +0,1 -0,1 -6,4 -2,5 -0,5 +0,5 +2,7
Луговая глеевая слабоотбеленная почва
А1 -1,1 -19,0 -0,8 0 +0,3 -0,5 -0,1 -5,9 -2,2 -18,1
А2 +0,5 -13,0 +0,9 +1,0 +0,2 +2,1 -7,0 -3,7 -1,8 -12,4
В -6,6 +2,5 -5,6 +0,4 +0,2 -5,0 +1,9 +0,3 +0,5 +2,3
В частности, только в слабоподзолистых почвах наблюдается максимальный вынос крупнозема по всему профилю относительно исходной породы. При этом максимум приходится на гумусовый горизонт. Накопление крупнозема в элювиальной части профиля отбеленных почв в 2-3 раза выше, чем в сильноподзолистой почве.
Во всех анализируемых разрезах идет интенсивный вынос ила из гумусового горизонта: от 16 кг в подзолистых почвах до 19-22 в отбеленных. В элювиальной части профиля вынос ила несколько меньше и практически одинаков для всех разрезов (13-17 кг). Исключение составляет лишь разрез слабоподзолистой почвы, где вынос ила минимальный - 1,3 кг. В иллювиальной части профиля всех разрезов происходит накопление ила от 2 до 5 кг на слой почвы 5 см, что абсолютно неравнозначно выносу его из вышележащей толщи.
Большинство исследователей подзолистых и близких к ним почв склоняются к мнению, что основным критерием распада ила (подзолообразование) или его однородности по профилю (лессивирование) является показатель молекулярного отношения SiO2 / R2Oз, хотя имеются и противоречия . В частности, С.В. Зонн и др. подчеркивают, что в условиях частой смены восстановительных и окислительных условий, что характерно для Приморья, происходит существенное изменение не легких, а именно крупных фракций гранулометрического состава почв, и особенно по содержанию железа, которое, высвобождаясь, переходит в сегрегированное состояние. И в этом, по мнению авторов, принципиальное отличие химизма буро-отбеленных почв от дерново-подзолистых.
Исходя из этих положений, мы сравнили молекулярные отношения SiO2 / R2Oз и AІ2Oз/Fe2Oз в «крупно-земе» и иле разрезов, взяв их величину в почвообразующей породе за 100%. Естественно, что величина менее 100% показывает на относительное накопление полуторных окислов в определенной части почвенного профиля, и, наоборот, величина более 100% - на их снижение. Полученные данные представлены в таблице 4.
Анализ данных таблицы 4 позволяет заметить, что если судить по отношению SiO2 / R2Oз илистой фракции, то существенных различий между горизонтами подзолистых почв явно не наблюдается (± 7%). В разрезах отбеленных почв эта тенденция сохраняется, но уровень расширения молекулярных отношений в горизонтах А1 и А2 достигает 15-25% в зависимости от степени отбеливания.
Величина отношения AІ2Oз/Fe2Oз в илистой фракции разреза слабоподзолистой почвы и сильноотбе-ленной реально стабильна по всем горизонтам и, напротив, существенно разнится с сильноподзолистой и
слабоотбеленной почвами. То есть, однозначного вывода о степени дифференциации ила в зависимости от выраженности основного процесса подзолообразования или отбеливания в рассматриваемых разрезах сделать нельзя.
Таблица 4
Анализ величины молекулярных отношений относительно почвообразующей породы
Дерново-подзолистые почвы Отбеленные почвы
сильно- слабо- сильно- слабо-
подзолистые подзолистые отбеленные отбеленные
Горизонт 3 О3 2 СИ /2 о с/э 3 О3 2 1_1_ /3 О3 с 3 О3 2 си 2 о с/э 3 О3 2 1_1_ /3 О3 с 3 О3 2 СИ 2 о с/э 3 О3 2 1_1_ /3 О3 с 3 О3 2 си 2 о с/э 3 О3 2 1_1_ /3 О3 <
Фракции «крупнозема» (> 0,001 мм)
А1 103 55 109 110 108 97 100 100
А2 104 64 126 110 115 87 112 105
В 97 64 138 160 101 87 80 103
С 100 100 100 120 100 100 100 100
Фракции «ила» (< 0,00" мм)
А1 110 131 107 94 126 104 124 120
А2 107 120 107 97 115 98 103 122
В 100 108 93 100 100 102 100 107
С 100 100 100 100 100 100 100 100
Несколько более выразительно отношение А12О3 / Рв20з в крупноземе проявляется в профиле сильноподзолистой почвы (-40;-45%) и отбелов -13%. В разрезах почв слабой выраженности преобладающего типа ЭПП это отношение имеет противоположную положительную тенденцию (+5;+10%), а максимальное отклонение от материнской породы (+60%) - в горизонте В слабоподзолистой почвы.
Таким образом, ни исходные данные вещественного состава, ни попытки их анализа с использованием различных расчетных показателей не выявили ясно выраженных различий как между подзолистыми и отбеленными типами почв, так и в зависимости от степени выраженности ведущего типа элементарного процесса почвообразования, в данном случае подзолообразования и лессиважа.
Очевидно, принципиальные различия в их проявлении обусловлены более динамичными процессами и явлениями, связанными с гумусообразованием, физико-химическим состоянием и окислительновосстановительными процессами.
Литература
1. Гаджиев И.М. Эволюция почв южной тайги Западной Сибири. - Новосибирск: Наука, 1982. - 278 с.
2. Зонн С.В. О бурых лесных и бурых псевдоподзолистых почвах Советского Союза // Генезис и геогра-
фия почв. - М.: Наука, 1966. - С.17-43.
3. Зонн С.В., Нечаева Е.Г., Сапожников А.П. Процессы псевдооподзоливания и лессивирования в лесных почвах южного Приморья// Почвоведение. - 1969. - №7. - С.3-16.
4. Иванов Г.И. Почвообразование на юге Дальнего Востока. - М.: Наука, 1976. - 200 с.
5. Организация, состав и генезис дерново-палево-подзолистой почвы на покровных суглинках / В.А. Тар-гульян [и др]. - М., 1974. - 55 с.
6. Подзолистые почвы центральной и восточной частей европейской территории СССР (на суглинистых почвообразующих породах). - Л.: Наука, 1980. - 301 с.
7. Роде А.А. Почвообразовательные процессы и их изучение стационарным методом // Принципы организации и методы стационарного изучения почв. - М.: Наука, 1976. - С. 5-34.
8. Рубцова П.П., Руднева Е.Н. О некоторых свойствах бурых лесных почв предгорий Карпат и равнин Приамурья // Почвоведение. - 1967. - №9. - С. 71-79.
9. Синельников Э.П. Оптимизация свойств и режимов периодически переувлажняемых почв / ДВО ДОП РАН, Приморская ГСХА. - Уссурийск, 2000. - 296 с.
10. Синельников Э.П., Чеканникова Т.А. Сравнительный анализ баланса вещественного состава почв различной степени отбеленности равнинной части Приморского края // Вестн. КрасГАУ. - 2011. - №12 (63). - С.87-92.
УДК 631.4:551.4 Э.О. Макушкин
ДИАГНОСТИКА ПОЧВ ВЕРХОВЬЕВ ДЕЛЬТЫ р. СЕЛЕНГИ*
В статье представлена диагностика почв верховьев дельты р. Селенги на основе морфогенетических и физико-химических свойств почв.
Ключевые слова: дельта, почва, диагностика, морфология, реакция, содержание гумуса, тип, подтип.
E.O.Makushkin SOILS DIAGNOSTICS IN THE SELENGA RIVER DELTA UPPER REACHES
The soils diagnostics in the Selenga river delta upper reaches on the basis of soils morphogenetic, physical and chemical properties is presented in the article.
Key words: delta, soil, diagnostics, morphology, reaction, humus content, type, subtype.
Введение. Уникальность дельты р. Селенги состоит в том, что она является единственной в мире пресноводной дельтовой экосистемой площадью более 1 тыс. км2, включенной в список особо охраняемых природных объектов Рамсарской конвенции . Поэтому представляет интерес изучение ее экосистем, включая и почвенные.
Ранее нами, в свете новой классификации почв России , диагностировались почвы возвышенных участков притеррасной поймы и крупного острова (о-ва) Сенной в срединной части дельты , мелких и крупных о-вов периферической части дельты .
Цель. Провести классификационную диагностику почв верховьев дельты с учетом присутствия определенной контрастности в ландшафте и специфики влияния природно-климатических факторов на почвообразование.
Объекты и методы. Объектами исследований были аллювиальные почвы верховьев дельты р. Селенги. Ключевые участки были представлены в прирусловой и центральной пойме основного русла реки вблизи села (с.) Мурзино Кабанского района Республики Бурятия, а также на о-вах с местными названиями: Жилище (напротив с. Мурзино), Свинячий (800 м от с. Мурзино вверх по течению).
В работе использовались сравнительно-географические, физико-химические и морфогенетические методы . Классификационное положение почв приводится согласно . В методологическом аспекте, учитывая требования , в работе акцентировано внимание, в первую очередь, на морфогенетические и физико-химические свойства верхних гумусовых горизонтов. Нумерацию погребенных горизонтов осуществляли, начиная снизу почвенного профиля, римскими прописными цифрами, как это принято при изучении почвообразования в поймах рек .
Результаты и обсуждение. Около с. Мурзино был заложен ряд почвенных разрезов. Первые три почвенных разреза заложены по трансекту на участках от низинной фации перед искусственной дамбой, непосредственно около села по направлению к основному левому руслу реки Селенги, образовавшемуся в
В предыдущих главах речь шла об отражении геологических структур в рельефе и о влиянии на рельеф различных типов тектонических движений, безотносительно ко времени проявления этих движений.
В настоящее время установлено, что главная роль в формировании основных черт современного рельефа эндогенного происхожде-
Рис. 12. Схема новейших (неоген-четвертичных) тектонических движений на территории СССР (по Н. И. Николаеву, значительно упрощена): / - области весьма слабо выраженных положительных движений; 2 -области слабо выраженных линейных положительных движений; 3 - области интенсивных сводовых поднятий; 4 - области слабо выраженных линейных поднятий и опусканий; 5 - области интенсивных линейных поднятий с большими (а) и значительными (б) градиентами вертикальных движений; 6 - области намечающихся (а) и преобладающих (б) опусканий; 7- граница областей сильных землетрясений (7 баллов и более); 8 - граница проявления неоген-четвертичного вулканизма; 9 -"Граница распространения действующих вулканов
ния принадлежит так называемым новейшим тектоническим движениям, под которыми большинство исследователей понимают движения, имевшие место в неоген-четвертичное время. Об этом достаточно убедительно свидетельствует, например, сопоставление гипсометрической карты СССР и карты новейших тектонических движений (рис. 12). Так, областям со слабовыраженными вертикальными положительными тектоническими движениями в рельефе соответствуют равнины, невысокие плато и плоскогорья с тонким чехлом четвертичных отложений: Восточно-Европейская равнина, значительная часть Западно-Сибирской низменности, плато Устюрт Среднесибирское плоскогорье.
Областям интенсивных тектонических погружений, как правило соответствуют низменности с мощной толщей осадков неоген-четвертичного возраста: Прикаспийская низменность, значительная часть Туранскои низменности, Северо-Сибирская низменность Колымская низменность и др. Областям интенсивных, преимущественно положительных тектонических движений соответствуют горы Кавказ, Памир, Тянь-Шань, горы Прибайкалья и Забайкалья и др
Следовательно, рельефообразующая роль новейших тектонических движений проявилась прежде всего в деформации топографической поверхности, в создании положительных и отрицательных форм рельефа разного порядка. Через дифференциацию топографической поверхности новейшие тектонические движения контролируют расположение на поверхности Земли областей сноса и аккумуляции и, как следствие этого, областей с преобладанием денудационного (выработанного) и аккумулятивного рельефа. Скорость, амплитуда и контрастность новейших движений существенным образом влияют на интенсивность проявления экзогенных процессов и также находят отражение в морфологии и морфометрии рельефа.
Выражение в современном рельефе структур, созданных неотектоническими движениями, зависит от типа и характера неотектонических движений, литологии деформируемых толщ и конкретных физико-географических условий. Одни структуры находят прямое отражение в рельефе, на месте других формируется обращенный рельеф, на месте третьих - различные типы переходных форм от прямого рельефа к обращенному. Разнообразие соотношений между рельефом и геологическими структурами особенно характерно для мелких структур. Крупные структуры, как правило, находят прямое выражение в рельефе.
Формы рельефа, обязанные своим происхождением неотектоническим структурам, получили название морфоструктур. В настоящее время нет единого толкования термина «морфоструктура» ни в отношении масштаба форм, ни в отношении характера соответствия между структурой и ее выражением в рельефе. Одни исследователи понимают под морфоструктурами и прямой, и обращенный, и любой иной рельеф, возникший на месте геологической структуры, другие - только прямой рельеф. Точка зрения последних, пожалуй, более правильна. Морфоструктурами мы будем называть формы рельефа разного масштаба, морфологический облик которых в значительной степени соответствует типам создавших их геологических структур.
Данные, которыми располагают в настоящее время геология и геоморфология, свидетельствуют о том, что земная кора испытывает деформации практически всюду и разного характера: и колебательные, и складкообразовательные, и разрывообразовательные. Так например, в настоящее время поднятие испытывают территория Фенноскандии и значительная часть территории Северной Америки, примыкающей к Гудзонову заливу. Скорости поднятий этих территорий весьма значительны. В Фенноскандии они составляют 10 мм в год (метки уровня моря, сделанные в XVIII в. на берегах Ботнического залива, приподняты над современным уровнем на 1,5-2,0 м).
Берега Северного моря в пределах Голландии и соседних с нею областей опускаются, вынуждая жителей строить плотины для защиты территории от наступания моря.
Интенсивные тектонические движения испытывают области альпийской складчатости и современных геосинклинальных поясов. По имеющимся данным, Альпы за неоген-четвертичное время поднялись на 3-4 км, Кавказ и Гималаи только за четвертичное время поднялись на 2-3 км, а Памир на 5 км. На фоне поднятий.отдельные участки в пределах областей альпийской складчатости испытывают интенсивные погружения. Так, на фоне поднятия. Большого и Малого Кавказа заключенная между ними Куро-Араксинская низменность испытывает интенсивное погружение. Свидетельством существующих здесь разнонаправленных движений служит положение береговых линий древних морей, предшественников современного Каспийского моря. Прибрежные осадки одного из таких морей - позднебанинского, уровень которого располагался на абсолютной высоте 10-12 м, в настоящее время прослеживаются в пределах юго-восточной периклинали Большого Кавказа и на склонах Талышских гор на абсолютных отметках +200- 300 м, а в пределах Куро-Араксинской низменности вскрыты скважинами на абсолютных отметках минус 250-300 м. Интенсивные тектонические движения наблюдаются в пределах срединно-океанических хребтов.
О проявлении неотектонических движений можно судить по многочисленным и весьма разнообразным геоморфологическим признакам. Приведем некоторые из них: а) наличие морских и речных террас, образование которых не связано с воздействием изменения климата; б) деформации морских и речных террас и древних поверхностей денудационного выравнивания; в) глубоко погруженные или высоко приподнятые над уровнем моря коралловые рифы; г) затопленные морские береговые формы и некоторые подводные карстовые источники, положение которых нельзя объяснить эвстатическими колебаниями уровня Мирового океана или другими причинами; д) антецедентные долины, образующиеся в результате пропиливания рекой возникающего на ее пути тектонического повышения - антиклинальной складки или блока (рис. 13).
О проявлении неотектонических движений можно судить и по ряду косвенных признаков. Чутко реагируют на них флювиальные формы рельефа. Так, участки, испытывающие тектонические поднятия, обычно характеризуются увеличением густоты и глубины эрозионного расчленения по сравнению с территориями, стабильными в тектоническом отношении или испытывающими погружение. Меняется на таких участках и морфологический облик эрозионных форм: долины обычно становятся уже, склоны круче, наблюдаются изменение продольного профиля рек и резкие изменения направления их течения в плане, не объяснимые другими причинами, и т. д.
Рис. 13. Антецедентные сквозные ущелья рукавов р. Гердыманчай в восточной оконечности Карамарьянской гряды. Азербайджанская ССР (по В. А. Гроссгейму)
Таким образом, существует тесная связь между характером и интенсивностью новейших тектонических движений и морфологией рельефа. Эта связь позволяет широко использовать геоморфологические методы при изучении неотектонических движений и геологической структуры земной коры.
Кроме новейших тектонических движений, различают так называемые современные движения, под которыми, согласно В. Е. Хаину, понимают движения, проявившиеся в историческое время и проявляющиеся сейчас. О существовании таких движений свидетельствуют многие историко-археологичеокие данные, а также данные повторных нивелировок. Отмеченные в ряде случаев большие скорости этих движений диктуют настоятельную необходимость их учета при строительстве долговременных сооружений - каналов, нефте- и газопроводов, железных дорог и др.
ГЛАВА 6. МАГМАТИЗМ И РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕ
Магматизм играет важную и весьма разнообразную роль в рельефо-образовании. Это относится и к интрузивному и к эффузивному магматизму. Формы рельефа, связанные с интрузивным магматизмом, могут быть как результатом непосредственного влияния магматических тел (батолитов, лакколитов и др.), так и следствием препарировки интрузивных магматических пород, которые, как уже упоминалось, нередко являются более стойкими к воздействию внешних сил, чем вмещающие их осадочные породы.
Батолиты чаще всего приурочены к осевым частям антиклинориев. Они образуют крупные положительные формы рельефа, поверхность которых осложнена более мелкими формами, обязанными своим возникновением воздействию тех или иных экзогенных агентов в зависимости от конкретных физико-географических условии.
Примерами довольно крупных гранитных батолитов на территорий СССР могут служить массив в западной части Зеравшанского хребта в Средней Азии (рис. 14), крупный массив в Конгуро-Алагезском хребте в Закавказье.
Лакколиты встречаются в одиночку или группами и часто выражаются в рельефе положительными формами в виде куполов или «караваев». Хорошо известны лакколиты Северного Кавказа
(рис. 15) в районе г. Минеральные Воды: горы Бештау, Лысая, Железная, Змеиная и др. Типичные, хорошо выраженные в рельефе лакколиты известны также в Крыму (горы Аю-Даг, Кастель).
От лакколитов и других интрузивных тел нередко отходят жилоподобные ответвления, называемые апофизами. Они секут вмещающие породы в разных направлениях. Отпрепарированные апофизы на земной поверхности образуют узкие, вертикальные или крутопадающие тела, напоминающие разрушающиеся стены (рис. 16,5-Б).
Пластовые интрузии выражаются в рельефе в виде ступеней, аналогичных структурным ступеням, образующимся в результате избирательной денудации в осадочных породах (рис. 16, Л-А). Отпрепарированные пластовые интрузии широко распространены в пределах Среднесибирского плоскогорья, где они связаны с внедрением пород трапповой формации.
Магматические тела усложняют складчатые структуры и их отражение в рельефе.
Четкое отражение в рельефе находят образования, связанные с деятельностью эффузивного магматизма, или вулканизма, который создает совершенно своеобразный рельеф. Вулканизм - объект исследования специальной геологической науки - вулканологии, но ряд аспектов проявления вулканизма имеет непосредственное значение для геоморфологии.
В зависимости от характера выводных отверстий различают извержения площадные, линейные и центральные. Площадные извержения привели к образованию обширных по площади лавовых плато.
Наиболее известные из них - лавовые плато Британской Колумбии и Декана (Индия). Сплошным покровом обширные пространства земной поверхности излившиеся массы могут покрывать и при трещинном вулканизме.
В современную геологическую эпоху наиболее распространенным видом вулканической деятельности является центральный тип извержений, при котором магма поступает из недр к поверхности к определенным «точкам», обычно располагающимся на пересечении двух или нескольких разломов. Поступление магмы происходит по узкому питающему каналу. Продукты извержения отлагаются периклинально (т. е. с падением во все стороны) относительно выхода питающего канала на поверхность. Поэтому обычно над центром извержения возвышается более или менее значительная аккумулятивная форма-собственно вулкан (рис. 17).
В вулканическом процессе почти всегда можно различить две стадии - эксплозивную, или взрывную, и эруптивную, или стадию выброса и накопления вулканических продуктов. Каналообразный путь на поверхность пробивается в первой стадии. Выход лавы на поверхность сопровождается взрывом- В результате верхняя часть канала воронкообразно расширяется, образуя отрицательную форму рельефа - кратер. Последующее излияние лавы и накопление пирокластического материала происходит по периферии этой отрицательной формы. В зависимости от стадии деятельности вулкана, а также характера накопления продуктов извержения выделяют несколько морфогенетических типов вулканов: маары, экструзивные купола, щитовые вулканы, стратовулканы.
Маар - отрицательная форма рельефа, обычно воронкообразная или цилиндрическая, образующаяся в результате вулканического взрыва. По краям такого углубления почти нет никаких вулканических.накоплений. Все известные в настоящее время маары - не действующие, реликтовые образования. Большое число мааров описано в области Эйфель в ФРГ, в Центральном массиве во Франции. Большинство мааров в условиях влажного климата заполняется водой и превращается в озера. Размеры мааров- от 200 м до 3,5 км в поперечнике при глубине от 60 до 400 м.
Кратеры взрыва, у которых в результате длительной денудаций уничтожена поверхностная часть вулканического аппарата, называют трубками взрыва. Древние трубки взрыва в ряде случаев оказываются заполненными ультраосновной магматической породой - кимберлитом. Кимберлит - алмазоносная порода, и подавляющее большинство месторождений алмазов (в Южной Африке, в Бразилии, в Якутии) связано с кимберлитовыми трубками.
Морфология аккумулятивных вулканических образований в большой мере зависит от состава эффузивных продуктов.
Экструзивные купола - вулканы, образующиеся при поступлении на поверхность кислой лавы, например, липаритового состава. Такая лава из-за быстрого остывания и высокой вязкости неспособна растекаться и давать лавовые потоки. Она нагромождается непосредственно над жерлом вулкана и, быстро покрываясь шлаковой коркой, принимает форму купола с характерной концентрической структурой. Размеры таких куполов - до нескольких километров в поперечнике и не более 500 м в высоту. Экструзивные купола известны в Центральном Французском массиве, в Армении и других местах.
Щитовые вулканы образуются при извержении центрального типа в тех случаях, когда извергается жидкая и подвижная базальтовая лава, способная растекаться на большие расстояния от центра извержения. Накладываясь друг «а друга, потоки лавы формируют вулкан с относительно пологими склонами - порядка 6-8 градусов, редко больше. В некоторых случаях вокруг кратера образуется лишь узкий кольцевой вал с более "Крутыми склонами. Возникновение таких валов связывают с лавовыми фонтанами, которые набрасывают шлак на край кратера.
Щитовые вулканы очень характерны для вулканического ландшафта Исландии. Они здесь небольших размеров, потухшие. Примером щитового вулкана может служить гора Дингья. Основание ее около 6 км в поперечнике, относительная высота - порядка 500 м, поперечник кратера - около 500 м. Для геологического разреза вулкана характерна слоистость, обусловленная многократностью излияний лавы.
Другой областью, для которой щитовые вулканы особенно характерны, являются Гавайи. Гавайские вулканы гораздо крупнее исландских. Самый крупный из Гавайских островов - о. Гавайи - состоит из трех вулканов (Мауна-Кеа, Мауна-Лоа и Килауэа) щитового типа. Из них Мауна-Лоа поднимается над уровнем моря на 4170 м. Несмотря на столь громадные размеры, склоны этих гор очень пологие. У основания вулканов уклон поверхности не превышает 3°, выше постепенно нарастает до 10°, а с высоты 3 км вновь сильно уменьшается. Вершины вулканов имеют вид лавового плато, посредине которого располагается гигантский кратер, имеющий вид лавового озера.
Наряду с вулканами, выбрасывающими только жидкую лаву, есть такие, которые извергают только твердый обломочный материал - пепел, песок, вулканические бомбы, лапилли. Это так называемые шлаковые вулканы. Они образуются при условии, если лава перенасыщена газами и ее выделение сопровождается взрывами, во время которых лава распыляется, ее брызги быстро отвердевают. В отличие от лавовых конусов крутизна склонов шлаковых вулканов до 45°, т. е. близка к крутизне естественного откоса. Склоны тем круче, чем грубее материал, который их слагает.
Шлаковые конусы многочисленны в Армении. Большинство их здесь приурочено к склонам более крупных стратовулканов, мелкие формы нередко образуются прямо на лавовых потоках. Рост таких конусов может происходить очень быстро. Так, шлаковый конус Монте-Нуова (Италия, окрестности Неаполя) возник в течение нескольких дней буквально на ровном месте и в настоящее время представляет собой холм высотой до 140 м.
Самые крупные вулканические постройки - стратовулкщы. В строении стратовулканов участвуют как слои лав, так и слои пирокластического материала. Многие стратовулканы имеют почти! правильную коническую форму: Фудзияма в Японии, Ключевская и Кроноцкая сопки на Камчатке, Попокатепетль в Мексике и др. (см. рис. 17). Среди этих образований нередки горы высотой 3- 4 км. Некоторые вулканы достигают 6 км. Многие стратовулканы несут на своих вершинах вечные снега и ледники.
У многих потухших или временно недействующих вулканов кратеры заняты озерами.
У многих вулканов имеются так называемые кальдеры. Это очень крупные, в настоящее время недействующие кратеры, причем современные кратеры нередко располагаются внутри кальдеры. Известны кальдеры до 30 км в поперечнике. На дне кальдер рельеф относительно ровный, борта кальдер, обращенные к центру извержения, всегда очень крутые. Образование кальдер связано с разрушением жерла вулкана сильными взрывами. В некоторых случаях кальдера имеет Провальное происхождение. У потухших вулканов расширение кальдеры может быть связано также с деятельностью экзогенных агентов.
Своеобразный рельеф образуют жидкие продукты извержения вулканов. Лава, излившаяся из центрального или боковых кратеров, стекает по склонам в виде потоков. Как уже говорилось, текучесть лавы определяется ее составом. Очень густая и вязкая лава успевает застыть и потерять подвижность еще в верхней части склона. При очень большой вязкости она может затвердеть в жерле, образовав гигантский «лавовый столб» или «лавовый палец», как это было, например, при извержении вулкана Пеле на Мартинике в 1902 г. Обычно лавовый поток имеет вид сплюснутого вала, протягивающегося.вниз по склону, с очень четко выраженным вздутием У своего окончания. Базальтовые лавы могут давать длинные потоки, которые распространяются на многие километры и даже десятки километров и прекращают свое движение на прилегающей к вулкану равнине или плато, или же в пределах.плоского дна кальдеры. Базальтовые потоки длиной в 60-70 км не редкость на Гавайских островах и в Исландии.
Значительно менее развиты лавовые потоки липаритового или андезитового состава. Их длина редко превышает несколько километров. Вообще для вулканов, выбрасывающих продукты кислого или среднего состава, гораздо большую часть по объему составляет пироклаетический, а не лавовый материал.
Застывая, лавовый поток сначала покрывается коркой шлака. В случае прорыва корки в каком-либо месте неостывшая часть лавы вытекает из-под корки. В результате образуется полость -лавовый грот, или лавовая пещера. При обрушении свода пещеры он превращается в отрицательную поверхностную форму рельефа - лавовый желоб. Желоба очень характерны для вулканических ландшафтов Камчатки.
Поверхность застывшего потока приобретает своеобразный микрорельеф. Наиболее распространены два типа микрорельефа поверхности лавовых потоков: а) глыбовый микрорельеф и б) кишкообразная лава. Глыбовые лавовые потоки представляют собой хаотическое нагромождение угловатых или оплавленных глыб с многочисленными провалами и гротами. Такие глыбовые формы возникают при высоком содержании газов в составе лав и при сравнительно низкой температуре потока. Кишкообразные лавы отличаются причудливым сочетанием застывших волн, извилистых складок, в целом действительно "напоминающих «груды гигантских кишок или связки скрученных канатов» (И. С. Щукин). Образование такого микрорельефа характерно для лав с высокой температурой и с относительно малым содержанием летучих компонентов.
Выделение газов из лавового потока может носить характер взрыва. В этих случаях на поверхности потока происходит нагромождение шлака в виде конуса. Такие формы получили название горнито. Иногда они имеют вид столбов высотой до нескольких метров. При более спокойном и длительном выделении газов из. трещин в шлаке образуются так называемые фумаролы. Ряд продуктов выделения фумарол в атмосферных условиях конденсируется, и вокруг места выхода газов образуются кратерообразные возвышения, сложенные продуктами конденсации.
При трещинных и площадных излияниях лав обширные пространства оказываются как бы заполненными лавой. Классической страной трещинных извержений является Исландия. Здесь подавляющая часть вулканов и лавовых потоков приурочена к депрессии,. рассекающей остров с юго-запада на северо-восток (так называемый Большой грабен Исландии). Здесь можно видеть лавовые покровы, вытянутые вдоль разломов, а также зияющие трещины, еще не совсем заполненные лавами. Трещинный вулканизм характерен также для Армянского нагорья. Сравнительно недавно трещинные извержения имели место на Северном острове Новой Зеландии.
Объем потоков лав, излившихся из трещин в Большом грабене Исландии, достигают 10-12 куб. км. Грандиозные площадные излияния происходили в недавнем прошлом в Британской Колумбии, на плато Декан, в Южной Патагонии. Слившиеся разновозрастные лавовые потоки образуют здесь сплошные плато площадью до нескольких десятков и сотен тысяч квадратных километров. Так, лавовое плато Колумбии имеет площадь более 500 тыс. квадратных километров, а мощность слагающих его лав достигает 1100-1800 м. Лавы заполнили все отрицательные формы предшествующего рельефа, обусловив почти идеальное его выравнивание. В настоящее время высота плато от 400 до 1800 м. В его поверхность глубоко врезаются долины многочисленных рек. На самых молодых лавовых покровах здесь сохранились глыбовый микрорельеф, шлаковые конусы, лавовые пещеры и желоба.
При подводных вулканических извержениях поверхность излившихся магматических потоков быстро остывает. Значительное гидростатическое давление водной толщи препятствует взрывным процессам. В результате формируется своеобразный микрорельеф шарообразных, или подушечных, лав.
Излияния лавы не только образуют специфические формы рельефа, но могут существенным образом влиять на уже существующий рельеф. Так, лавовые потоки могут повлиять на речную сеть, вызвать ее перестройку. Перегораживая речные долины, они способствуют катастрофическим наводнениям или иссушению местности; потере ею водотоков. Проникая к берегу моря и застывая здесь, лавовые потоки изменяют очертания береговой линии, образуют особый морфологический тип морских побережий.
Излияния лав и выброс пироклаетического материала неизбежно вызывает образование дефицита масс в недрах Земли. Последнее обусловливает быстрые опускания участков земной поверхности. В отдельных случаях началу извержения предшествует заметное поднятие местности. Так, например, перед извержением вулкана Усу «а острове Хоккайдо образовался крупный разлом, вдоль которого участок поверхности площадью около 3 км 2 за три месяца поднялся на 155 м, а после извержения произошло его опускание на 95 м.
Говоря о рельефообразующей роли эффузивного магматизма, следует отметить, что при вулканических извержениях могут происходить внезапные и очень быстро протекающие изменения рельефа и общего состояния окружающей местности. Особенно велики такие изменения при извержениях эксплозивного типа. Например, при извержении вулкана Кракатау в Зондском проливе в 1883 г., носившем характер серии взрывов, произошло разрушение большей части острова, и на этом месте образовались глубины моря до 270 м. Взрыв вулкана вызвал образование гигантской волны - цунами, которая обрушилась на берега Явы и Суматры. Она нанесла огромный вред прибрежным районам островов, приведя к гибели десятков тысяч жителей. Другой пример такого рода - извержение вулкана Катмай на Аляске в 1912 г. До извержения вулкан Кат-май имел вид правильного конуса высотой 2286 м. Во время извержения вся верхняя часть конуса была разрушена взрывами и образовалась кальдера до 4 км в поперечнике и до 1100 м глубиной.
Вулканический рельеф подвергается в дальнейшем воздействию экзогенных процессов, приводящему к формированию своеобразных вулканических ландшафтов.
Как известно, кратеры и вершинные части многих крупных вулканов являются центрами горного оледенения. Поскольку образующиеся здесь ледниковые формы рельефа не имеют каких-либо принципиальных особенностей, они специально -не рассматриваются Флювиальные формы вулканических районов имеют свою специфику. Талые воды, грязевые потоки, образующиеся нередко при вулканических извержениях, атмосферные воды существенно воздействуют на склоны вулканов, в особенности на те, в строении которых главная роль принадлежит пирокластическому материалу. При этом образуется радиальная система овражной сети - так называемые барранкосы. Это глубокие эрозионные борозды, расходящиеся как бы по радиусам от вершины вулкана (см- рис. 17).
Барранкосы следует отличать от борозд, пропаханных в рыхлом покрове пепла и лапиллей крупными глыбами, выброшенными при извержении. Такие образования нередко называют шаррами. Шарры, как исходные линейные понижения, могут быть преобразованы затем в эрозионные борозды. Существует мнение, что значительная часть барранкосов заложена по бывшим шаррам.
Общий рисунок речной сети в вулканических районах также зачастую имеет радиальный характер. Другими отличительными особенностями речных долин в вулканических районах являются водопады и пороги, образующиеся в результате пересечения реками застывших лавовых потоков или траппов, а также плотинные озера или озеровидные расширения долин на месте спущенных озер, возникающих при перегораживании реки лавовым потоком. В местах скопления пепла, а также на лавовых покровах вследствие высокой водопроницаемости пород на обширных пространствах могут вообще отсутствовать какие-либо водотоки. Такие участки имеют облик каменистых пустынь.
Для многих вулканических областей характерны выходы напорных горячих вод, называемых гейзерами. Горячие глубинные воды содержат много растворенных веществ, выпадающих в осадок при охлаждении вод. Поэтому места выходов горячих источников бывают окружены натечными, зачастую причудливой формы террасами. Широко известны гейзеры и сопровождающие их террасы в Йелоустонеком парке в США, на Камчатке (Долина гейзеров), в Новой Зеландии, в Исландии.
В вулканических областях встречаются также специфические формы выветривания и денудационной препарировки. Так, например, мощные базальтовые покровы или потоки базальтовой, реже андезитовой, лавы при остывании и под воздействием атмосферных агентов разбиваются трещинами на столбчатые отдельности. Нередко отдельности представляют собой многогранные столбы, которые очень эффекто выглядят в обнажениях. Выходы трещин на поверхность лавового покрова образуют характерный полигональный микрорельеф. Такие пространства лавовых выходов, разбитые системой полигонов - шестиугольников или пятиугольников, получили название «мостовых гигантов».
При продолжительной денудации вулканического рельефа в первую очередь разрушаются накопления пирокластического материала. Более стойкие лавовые и другие магматические образования подвергаются препарировке экзогенными агентами. Характерными формами препарировки являются упоминавшиеся выше дайки, а также некки (отпрепарированные лавовые пробки, застывшие в жерле вулкана).
Глубокое эрозионное расчленение и склоновая денудация могут привести к разделению лавового плато на отдельные платообразные возвышенности, иной раз далеко отстоящие друг от друга. Такие останцовые формы получили название мез (в единственном числе - меза).
В результате длительной денудации в вулканических районах могут возникать и инверсионные формы рельефа. Так, лавовые потоки, занимавшие первоначально понижения рельефа (долины), могут образовать продолговатую столовую возвышенность, поднимающуюся над окружающей местностью благодаря защитной роли бронирующего слоя лавы (рис. 18).
Вулканический рельеф широко распространен «а поверхности Земли. До недавнего времени, говоря о географии вулканов, обычно имели в виду вулканы суши. Исследования последних десятилетий показали, что в океанах вулканических форм не меньше, а, по-видимому, даже значительно больше, чем на материках. Только в Тихом океане насчитывается не менее 3 тыс. подводных вулканов.
Подавляющая часть новейших и современных вулканов суши приурочена к совершенно определенным зонам. Одна из таких зон имеет в основном меридиональное направление и протягивается вдоль западных побережий обеих Америк. Другая хорошо изученная зона вулканических районов имеет широтное простирание. Она охватывает районы, прилегающие к Средиземному морю и тянется далее на восток, где пересекается в районе Индонезии с третьей вулканической зоной, соответствующей западной окраине Тихого океана. В пределах третьей зоны большинство действующих вулканов приурочено к островным дугам - гирляндам островов, обрамляющим окраины Тихого океана, прилегающим к Азии и Австралии. Вблизи островов известно и много подводных вулканов.
Сравнительно небольшое число вулканов приурочено к зонам разломов, рассекающих такие древние материковые платформы, как Африканская.
В океане многие вулканы образуют острова, расположенные вдалеке от материков. Из океанических вулканических островов, можно назвать Гавайи, Азорские острова, Реюньон, Тристан-да-Кунья и многие другие. Особую вулканическую область представляет Исландия. На первый взгляд, распределение таких вулканов кажется незакономерным, спорадическим. Однако в распространении и этих вулканов имеется достаточно четкая закономерность. Она станет ясной после того, как будут рассмотрены основные черты морфологии планетарных форм рельефа.
Исследователи рельефа и геологического строения дна океанов, единодушно отмечают, что часто встречающиеся здесь плосковершинные подводные горы гайоты представляют собой подводные вулканы, вершины которых при более низком относительном положении уровня моря были срезаны абразией. Как показывают данные бурения и геофизических работ, коренные основания океанических коралловых островов также имеют вулканическое происхождение. Широко распространенный холмистый рельеф дна океана в основном, как полагают, создан вулканическими извержениями. Все это свидетельствует об особенно широком развитии вулканических процессов именно в пределах Мирового океана.
ГЛАВА 7. ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ КАК ФАКТОР ЭНДОГЕННОГО РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ
Подобно другим эндогенным факторам, землетрясения имеют заметное рельефообразующее значение. Геоморфологическая роль землетрясений выражается в образовании трещин, в смещении блоков земной коры по трещинам в вертикальном и горизонтальном направлениях, иногда в складчатых деформациях.
Известно, например, что при Ашхабадском землетрясении в 1948 г. на поверхности земли в результате сильных подземных толчков возникло множество трещин разной величины. Некоторые из них тянулись на многие сотни метров, пересекая холмы и долины» вне видимой связи с существующим рельефом. По ним произошло перемещение масс в вертикальном направлении с амплитудой иногда до 1 м. Во время Беловодского землетрясения в 1885 г. (Киргизия) в результате вертикального смещения по трещинам блоков земной коры образовались уступы высотой до 2,5 м. При землетрясения » Португалии (1775) набережная г. Лиссабона мгновенно ушла под воду и на ее месте глубина залива достигла 200 м. Вовремя землетрясения в Японии (1923) одна часть залива Сагами (к югу от г. Токио) площадью около 150 км 2 быстро поднялась на 200- 250 м, а другая опустилась на 150-200 м.
Нередко в результате землетрясений образуются структуры типа грабенов, соответственно выраженных в рельефе в виде отрицательных форм. Так, во время Гоби-Алтайского землетрясения (1957) в эпицентральной зоне образовался грабен шириной 800 м, длиной 2,7 км, с амплитудой перемещения по трещинам до 4 м. Возникший при этом землетрясении уступ протянулся более чем на 500 км, а ширина зияющих трещин достигла 20, а местами и 60 м. В результате землетрясения в Прибайкалье в 1862 г. значительный участок Кударинской степи (в северо-восточной части дельты Селенги) площадью около 260 км 2 опустился, и на этом месте образовался залив Провал глубиной до 8 м.
Иногда при землетрясениях могут возникать специфические положительные формы рельефа. Так, ibo время землетрясения на севере Мексики (1887) между двумя сбросами образовались холмики высотой до 7 м, а во время Ассамского землетрясения в Индии в море выдвинулся ряд островов, один из которых имел длину 150 м при ширине 25 м. В некоторых случаях по трещинам, образовавшимся при землетрясениях, поднималась вода, выносившая на поверхность песок и глину. В результате возникали небольшие насыпные конусы высотой 1 -1,5 м, напоминающие миниатюрные грязевые вулканы. Иногда при землетрясениях образуются деформации типа складчатых нарушений. Так, во время землетрясения в Японии в 1891 г. «а земной поверхности образовались волны высотой до 30 см и длиной от 3 до 10 м.
В связи с тем, что многие формы рельефа, возникающие при землетрясениях, имеют сравнительно небольшие размеры, они довольно быстро разрушаются под воздействием экзогенных процессов.
Не менее, а может быть и более важную рельефообразующую роль играют некоторые процессы, вызываемые землетрясениями и сопутствующие им. При землетрясениях в результате сильных подземных толчков «а крутых склонах гор, берегах рек и морей возникают и активизируются обвалы, осыпи, осовы, а в сильно увлажненных породах - оползни и оплывины. Так, во время Хаитского землетрясения в Таджикистане (1949) произошли крупные обвалы и осыпи, а селение Хаит оказалось почти полностью погребенным под оплывиной, мощность которой достигала нескольких десятков метров. Грандиозный обвал произошел на Памире в результате землетрясения 1911 г. Обвалившаяся масса перегородила долину р. Мургаб, образовав плотину шириной более 5 км и высотой до 600 м. Предполагают, что таково же происхождение огромной плотины в верховьях долины р. Баксан на Кавказе. Часто при землетрясениях на крутых склонах гор приходит в движение весь накопившийся на них рыхлый материал, формирующий у подножья мощные осыпные шлейфы.
В результате Алма-Атинского землетрясения в 1911 г. на северном склоне Заилийского Алатау оползневые и оплывиые тела заняли площадь более 400 км 2 .
Рыхлый материал, накопившийся у подножья склонов гор, в долинах рек и временных водотоков в результате описанных выше процессов, может служить источником для возникновения селей. Устремляясь вниз по долинам, сели производят огромную разрушительную работу, а при выходе из гор формируют обширные по площади конусы выноса.
Оползни, обвалы, перемещения блоков земной коры по разрывам вызывают изменения в гидросети: образуются озера, появляются новые, исчезают старые источники. Во время Андижанского землетрясения (1902) в долине р. Карадарья образовались грязевые вулканы.
Определенную рельефообразующую роль играют и те землетрясения, очаги которых располагаются в море, или, как их иногда называют,- моретрясения. Под их воздействием происходит перемещение огромных масс рыхлых, насыщенных водой донных отложений даже на пологих склонах морского дна.
Моретрясения в ряде случаев вызывают образование гигантских морских волн - цунами, которые, обрушиваясь на берег, не только причиняют огромные разрушения населенным пунктам и сооружениям, созданным человеком, но и оказывают местами существенное влияние на морфологию морских побережий.
Подобно вулканам, землетрясения на поверхности земного шара распределены неравномерно: в одних районах они происходят часто и достигают большой силы, в других они редки и слабы. Высокой сейсмичностью характеризуются средиземноморский пояс складчатых сооружений от Гибралтара до Малайского архипелага и периферические части Тихого океана. Значительной сейсмичностью отличаются срединно-океанические хребты, область великих озер Восточной Африки и некоторые другие территории.
Если сравнить карты географии вулканов и землетрясений, то легко убедиться, что землетрясения приурочены к тем же областям, в которых сосредоточена большая часть действующих и потухших вулканов. Разумеется, это не простое географическое совпадение, а результат единства проявлений внутренних сил Земли. Это единство выявляется еще более четко при сопоставлении карты распространения вулканов и землетрясений с картой новейших тектонических движений. Сопоставление дает основание прийти к заключению, что и вулканы, и землетрясения приурочены к областям наиболее интенсивных новейших тектонических движений.
ГЛАВА8. СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ПЛАНЕТАРНЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА
Выше были рассмотрены некоторые формы мега-, макро- и мезорельефа, образование которых обусловлено деятельностью эндогенных процессов (см. гл. 5, 6, 7). Самые крупные формы рельефа-планетарные - также обязаны своим происхождением внутренним силам Земли, лежащим в основе образования различных типов земной коры.
Данные геофизики, и в частности глубинного сейсмического зондирования, свидетельствуют о том, что земная кора под материками и океаническими впадинами имеет неодинаковое строение, поэтому различают материковый и океанический типы земной коры
Кора материкового типа характеризуется большой мощностью - в среднем 35 км, местами -до 75 км. Она состоит из трех «слоев».
Сверху залегает осадочный слой, образованный из осадочных пород различного состава, возраста, генезиса и степени дислоцированности. Мощность его изменяется от нуля до 15 км. Ниже залегает гранитный слой, состоящий главным образом из кислых пород, близких по составу к граниту. Наибольшая мощность гранитного слоя отмечается под молодыми высокими горами, где она достигает 50 км. В пределах равнинных участков материков мощность гранитного слоя падает до 10 км.
Под гранитным слоем залегает базальтовый слои, получивший свое название также условно: сейсмические волны проходят через него с такими же скоростями, с которыми в экспериментальных условиях они проходят через базальты и близкие к ним породы. Истинный состав базальтового слоя в пределах материков до сих пор остается неизвестным. Мощность его в пределах горных стран достигает 15 км, а в пределах выравненных участков материков - 25-30 км.
Кора океанического типа резко отличается от материковой. На большей части площади дна океана мощность ее колеблется от 5 до 10 км. Своеобразно и ее строение: под осадочным слоем мощностью от нескольких километров до нескольких сотен метров залегает промежуточный слой переменной мощности, нередко называемый просто «вторым слоем». Сейсмические волны распространяются в «ем с большими скоростями, чем в осадочном, но меньшими, чем в гранитном слое. Предполагают, что промежуточный слой состоит из уплотненных осадочных пород, пронизанных вулканическими образованиями. В последнее время этот слой получил название «океанического фундамента». Под ним залегает базальтовый слой мощностью 4-7 км. Таким образом, важнейшей специфической особенностью океанической коры является малая мощность и отсутствие гранитного слоя.
Особое строение земная кора имеет в областях перехода от материков к океанам-в современных геосинклинальных поясах, где она отличается пестротой и сложностью строения. На примере западной окраины Тихого океана можно видеть, что окраинные геосинклинальные области обычно состоят из трех основных элементов - котловин глубоководных морей, островных дуг и глубоководных желобов. Пространства, соответствующие глубоководным впадинам морей (Карибского, Японского и др.), имеют кору, по своему строению напоминающую океаническую. Здесь отсутствует гранитный слой, однако мощность коры значительно больше за счет увеличения мощности осадочного слоя. Крупные массивы суши, граничащие с такими морями (например, Японские острова), сложены корой, близкой по строению к материковой. Характерной особенностью переходных областей являются также сложное взаимосочетание и резкие переходы одного типа коры в другой, интенсивный вулканизм и высокая сейсмичность. Такой тип строения земной коры можно назвать геосинклинальным.
Своеобразными чертами характеризуется земная кора под срединно-океаническими хребтами. Она выделяется в особый, так называемый рифтогенный тип земной коры. Детали строения коры этого типа еще не совсем ясны. Ее важнейшая особенность - залегание под осадочным или промежуточным слоями пород, в которых упругие волны распространяются со скоростями, равными 7,3- 7,8 км/с, т. е. намного большими, чем в базальтовом слое, но меньшими, чем в мантии. Возможно, что здесь происходит смешение вещества коры и мантии. Это предположение в 1974 г. получило дополнительное подтверждение в результатах глубоководного бурения, проведенного южнее Азорских островов на Срединно-Атлантическом хребте.
Каждому из перечисленных выше типов земной коры соответствуют наиболее крупные, планетарные формы рельефа (рис. 19, 20).
Материковому типу земной коры соответствуют материки. Они образуют основные массивы суши. На значительной площади материки могут быть затоплены водами океанов. Затопленные части материков получили название подводной окраины материков. В геофизическом и геоморфологическом смысле границами материков следует считать самую нижнюю границу подводной окраины материков, где выклинивается гранитный слой и кора материкового типа сменяется океанической.
Океаническому типу земной коры соответствует ложе океана.
Сложно построенная кора геосинклинального типа находит отражение в рельефе геосинклинальных поясов или зон перехода от материков к океанам. Ниже для краткости мы будем именовать их переходными зонами.
Рифтогенный тип земной коры соответствует в рельефе планетарной системе срединно-океанических хребтов.
Каждая планетарная форма рельефа характеризуется своеобразием присущих ей форм мега- и макрорельефа, в подавляющем большинстве случаев также обусловленным различиями в строении или структуре земной коры.
Переходя к описанию мегарельефа названных крупнейших планетарных форм рельефа Земли, следует подчеркнуть, что при приведенном выше выделении планетарных морфоструктур береговая линия теряет свое значение как важнейшая физико-географическая граница, отделяющая сушу от морского дна. Однако роль ее безусловно велика, так как условия рельефообразования на морском Дне и на суше существенно различны.
Следует также отметить, что на материках, являющихся весьма сложными образованиями, наряду с древними и молодыми платформами широко распространены совсем молодые морфоструктуры, обязанные своим происхождением альпийским горообразовательным движениям и еще не утратившие полностью черты, свойственные геосинклинальным областям. Однако эти морфоструктуры характеризуются уже сформировавшейся материковой земной корой.
В связи с указанными обстоятельствами дальнейшее описание форм мегарельефа суши дается по возможности отдельно от мегарельефа морского дна. Соответственно, обзор мегарельефа материков включает в себя общую характеристику равнин и гор суши, в том числе и молодые эпигеосинклинальные горные сооружения. При обзоре переходных зон основное внимание уделяется морским (океаническим) элементам этой мегаморфоструктуры.
ГЛАВА 9. МЕГАРЕЛЬЕФ МАТЕРИКОВ
Площадь материков вместе с подводной окраиной, а также альпийскими эпигеосинклинальными континентальными образованиями и участками с корой материкового типа в пределах переходных зон составляет примерно 230 млн. квадратных километров.
По структуре материки-сложные гетерогенные тела, сформировавшиеся в течение длительной эволюции литосферы и земной коры. Сложность эволюции и последовательность различных стадий образования материков находят отражение в их тектоническом и геологическом строении. По характеру тектонической активности и направленности геологического развития в пределах материков выделяются более устойчивые (более стабильные) площади, получившие названия платформ, и площади, обладающие большей тектонической подвижностью (мобильностью), - геосинклинальные области. Неоднородность строения и развития платформ и геосинклинальных областей определяет различие рельефа в их пределах и позволяет выделить в пределах материков два основных типа морфоструктур - платформенные и геосинклинальные. При более детальном рассмотрении видно, что как платформенные, так и геосинклинальные области оказываются далеко неоднородными по геологическому строению, развитию и возрасту. Эта неоднородность находит отражение в рельефе материков, в различных типах морфоструктур разного порядка.